1. SZEGEDI TUDOMÁNYEGYETEM
SZEGED
2011
DIPLOMAMUNKA
NEMES ISTVÁN

2. SZEGEDI TUDOMÁNYEGYETEM
TERMÉSZETTUDOMÁNYI ÉS INFORMATIKAI KAR
ÁSVÁNYTANI, GEOKÉMIAI ÉS KŐZETTANI TANSZÉK
SZEGED
2011
Aquifer paraméterek
meghatározása kúttesztek
alapján Szentes térségében
DIPLOMAMUNKA
Készítette:
Nemes István
Témavezető:
Dr. Szanyi János
földtudomány MSc szakos
hallgató
címzetes egyetemi docens

3. 3
Tartalomjegyzék
TARTALMI ÖSSZEFOGLALÓ .....................................................................................................................5
1. PROLÓGUS ........................................................................................................................................6
2. ÁRPÁD-AGRÁR ZRT..........................................................................................................................9
3. SZENTES FÖLDTANA .......................................................................................................................10
3.1. Paleozoikum éra......................................................................................................................10
3.2. Mezozoikum éra .....................................................................................................................13
3.3. Harmadidőszak .......................................................................................................................18
3.3.1.Paleogén..........................................................................................................................18
3.3.2.Neogén............................................................................................................................20
3.3.2.1. Miocén kor ...........................................................................................20
3.3.2.2. Pannóniai emelet (felső-miocén, alsó-pliocén) ....................................22
3.3.2.3. Negyedidőszak.....................................................................................33
4. SZENTES HIDROGEOLÓGIAI ÉS GEOTERMIKUS ADOTTSÁGAI ..........................................................37
4.1. Az áramlási rendszer...............................................................................................................38
4.2. Geotermikus adottságok .........................................................................................................44
5. ALKALMAZOTT SZOFTVEREK .........................................................................................................47
5.1. SPSS ver. 16.0 ........................................................................................................................47
5.2. AquiferTest ver. 3.5................................................................................................................48
6. KIÉRTÉKELÉSI ELJÁRÁSOK .............................................................................................................51
6.1. Theis metódus (1935) .............................................................................................................53
6.2. Cooper-Jacob metódus (1946)................................................................................................59
6.3. Hantush-Jacob metódus (1955) ..............................................................................................60
6.4. Theis-féle visszatöltődés (1935).............................................................................................62
6.5. Cooper-Jacob lépcsős teszt.....................................................................................................63
6.6. Theis lépcsős teszt ..................................................................................................................64
7. KÚTADATOK ÉS STATISZTIKAI VIZSGÁLATUK................................................................................65
7.1. Rángatásos és lépcsős kútvizsgálat.........................................................................................66
7.2. VII/3 (termelő) kút adatainak vizsgálata ................................................................................68
7.3. V/2 (megfigyelő) kút adatainak vizsgálata.............................................................................68

4. 4
8. Az adatok kiértékelése....................................................................................................................79
9. Konklúzió .......................................................................................................................................86
IRODALOMJEGYZÉK ..............................................................................................................................89
JELMAGYARÁZAT..................................................................................................................................95
KÖSZÖNETNYILVÁNÍTÁS.......................................................................................................................96

5. 5
Tartalmi összefoglaló
A szentesi Árpád-Agrár Zrt. Magyarország legnagyobb mezőgazdasági célú
hévíztermelő rendszerét birtokolja. A közel fél évszázada működő rendszer
felülvizsgálata, adatok kinyerése esszenciális feladat és egyben lehetőség is a hosszú
távú kitermelés hatásainak vizsgálatára.
Az első fejezetekben a földtani, hidrogeológiai, geotermikus viszonyok kerülnek
bemutatásra, majd az alkalmazott programok és módszerek áttekintése következik.
A Nemzeti Technológiai Program keretein belül valósult meg a felső-pannóniai
rétegekben szűrőzött kutak geofizikai és termeléses (szivattyús) kúttesztekkel
kivitelezett vizsgálata. A több hónapig tartó mérések adathalmazából jelen
diplomamunka egy termelő és egy megfigyelő kút közötti kapcsolatot vizsgálja.
Célom a mélységi szondák által mért nyomás és hőmérséklet értékek
feldolgozása, azok megfelelő kezelése, szűrése után.
Az adatokat két nagy vizsgálati eljáráscsoportnak vetettem alá. Először SPSS
statisztikai program segítségével leíró statisztikai értékeket, geotermikus gradienst,
nyomás-hőmérséklet korrelációt, később erre regressziót számítottam.
A kapott eredmények a vártnak megfeleltek, szakirodalmi összehasonlítások
alapján helytállóak.
Második lépésben AquiferTest szoftver segítségével különböző matematikai
metódusok felhasználásával (Theis-, Cooper-Jacob, Hantush-Jacob-módszerek, és ezek
több változata) a mért leszívás és visszatöltődési görbék alapján transzmisszivitás,
tárolási és szivárgási tényező értékeket határoztam meg. A kapott eredmények jól
összeilleszthetőek az ismert földtani képpel és a korábbi felülvizsgálatok
eredményeivel.
A kapott eredményekből permeabilitás és fajlagos tárolási tényező értékeket is
számoltam a gyakorlati alkalmazás megkönnyítése céljából.
Próbáltam elméletet kialakítani a két kút kommunikációjának extrém
viszonyaira, melyeket további vizsgálatok, ill. összehasonlítások alapján lehetne
alátámasztani.
Kulcsszavak: transzmisszivitás, tárolási tényező, szivárgási tényező, Szentes, AquiferTest

6. 1. Prológus
„A természetben egyetlen működés sem ok nélkül való; értsd meg az okot, és nem lesz
szükséged a tapasztalatra.” – Leonardo da Vinci
Jelen diplomamunka témaválasztásánál több tényező is közrejátszott. Elsősorban
a víznek, mint földtani közegnek, nyersanyagnak és erőforrásnak mélyebb megismerése
vezetett a földtudományok e területére.
A tudományos világot már az ókor óta, az első filozófusok, polihisztorok
megszületése óta foglalkoztatja, nyűgözi le a víz, annak fizikai, kémiai, biológiai,
geológiai hatásai, szerepe a természet komplex, többszintes körforgásában.
Megismerésének, tudományos szintű vizsgálatának történelme az ókori
görögökig nyúlik vissza, Thálész, Platón és Arisztotelész voltak az elsők, akik
tanulmányozták, és próbáltál a matematika és logika szabályinak megfelelően leírni ezt
a közeget. A hidrológia, mint önálló tudomány Perrault 1674-es szajnai tanulmányának
megjelenése óta létezik (MARTON, 2009).
A XX. század eleje óta a hidrológia, hidrogeológia fejlődési üteme felgyorsult,
melyben nagy szerepe volt a kőolajkutatás és kitermelés robbanásszerű elterjedésének,
és az abban érdekelt befektetők jelentős anyagi hozzájárulásának.
Magyarországon a hazai kőolaj- és földgázkutatás második világháború utáni
kiterjesztése rendkívül hasznosnak bizonyult a hazai termálvízkészletek
megismerésében, térképezésében. A rendkívül dinamikusan fejlődő szénhidrogén-
földtan eredményei, modelljei kiválóan alkalmazhatóak hidrogeológiai modellek
esetében is, és vica versa, így a két tudományterület egymással párhuzamosan, egymást
kiegészítve fejlődhetett és fejlődhet.
Az ország területén, különösen az Alföldön mélyített több ezer kutatófúrás
nemzetközi viszonylatban is a kiválóan megkutatott térségek közé emelte a magyar
síkságot. A néhány évtizeddel ezelőtt még gazdaságilag nem jelentős hévizeket érő
fúrólyukak közül sokat visszacementeztek, mivel a szénhidrogének voltak a kutatások
fő céljai.
Napjainkra Magyarország egyik legjelentősebb potenciáljává váltak ezek a
meleg víz készletek, és az Alföld egyre átfogóbb hidrogeológiai képet nyújtó vizsgálatai
alapján kimutathatóvá vált, hogy az ország kiemelkedő hidrológiai és geotermikus
adottságokkal rendelkezik.

7. 7
A felszín alatti vizek kitermelése és hasznosítása nemzetközi szinten egyre
inkább a figyelem középpontjába kerül, mivel a klímaváltozás, a népességnövekedés, a
népességvándorlás, a környezetvédelem pozitív irányú megerősödése megköveteli,
hogy minél pontosabb képet adjon a tudományos világ a döntéshozók kezébe, és így
felelős politikai, gazdasági határozatok születhessenek.
A fenti célok eléréséhez a jelenleg meglévő kitermelési pontok tudományosan
megalapozott, megtervezett monitorozása, vizsgálata elengedhetetlen. Ez képezi az
alapját a jövőbeni újabb kutak és a már meglévők hatásfokának maximalizálására, minél
gazdaságosabb és környezetvédelmileg fenntarthatóbb üzemeltetésére.
Az ebben a diplomamunkában bemutatott szentesi terület, és az onnan kinyert
adatok kiemelkedő jelentőséggel bírnak, mivel közel 50 éve zajlik termelés a régióban
és ez lehetőséget nyújt az összehasonlító értelmezésre.
A víztermelő kutakban végzett szivattyú- vagy termeltetési tesztek által
szolgáltatott adatok lehetővé teszik az adott vízadó testek heterogenitásának mind
pontosabb megismerését, földtani, hidrogeológiai, szedimentológiai szempontból is.
A dolgozat első fejezetei a vizsgált terület bemutatását, az alkalmazott
geostatisztikai, geomatematikai módszerek elméleti hátterének bemutatását célozzák
meg, rámutatva az előbbi esetében a földtani háttér mind pontosabb megismerésére,
utóbbi esetében a különböző módszerek közötti különbségekre, hasonlóságokra, pozitív
és negatív tulajdonságokra.
A szoftveres adatfeldolgozás, modellkészítést megelőzi egy az adatok feltáró,
azokat szűrő geostatisztikai vizsgálat, mellyel a belső struktúra felfedhető,
összefüggések és a háttérben álló geológiai folyamatok előzetesen kimutathatóak.
Az így kapott adathalmazt feldolgozva a munka szeretné bemutatni a
víztermelés különböző hatásait, azok idő- és térbeli eloszlását. Az egyes kutak egymásra
hatását, távolhatását, a visszaállási idők alakulását, a mérési eredményekből
meghatározható hidrogeológiai, üledékföldtani paraméterek egzakt numerikus értékeit.
A különböző modellek alapján számított értékeket összehasonlítani az adott
tározóra jellemző értékekkel, a szakirodalomban eddig publikált eredményekkel.
Ezek alapján következtetéseket lehet levonni az adott tározó viselkedéséről a
termelés megkezdése óta, annak változásairól, illetve pontosíthatóvá válnak az eddigi
ismeretek.
A pontosabb adatok, a földtani háttér pontosabb megismerése lehetővé teszi a
termelés optimalizálását és információkat szolgáltat esetleges további kutak mélyítése

8. 8
esetére, illetve esetleges környezetvédelmi krízishelyzetek hatékony kezelésében is
elengedhetetlen jelentőséggel bír.

9. 9
2. Az Árpád-Agrár Zrt.
„Haszonkeresés nélkül semmi sem történik a világon, ne is kívánjuk az emberektől
érdekeikkel ellentétes dolgokat, de nem olyan alacsony vágy ez, csak adjunk neki józan
irányt, fordítsuk nemes célra.” – Széchenyi István
Szentes a Közép-Alföld déli részén, Csongrád megye északi harmadában 46°39'
É, 20°15' K WGS-84 koordináták alatt található 30 ezer lakossal rendelkező település
(1. melléklet), tengerszint feletti magassága átlagosan 78 m (mBf). A Tiszántúl nyugati
részén, közvetlenül a Tisza folyó mentén fekszik, tájföldrajzilag a Nagyalföld
nagytájunk, Alsó-Tisza síkság középtájának Csongrád-Szegedi ártér kistáji beosztásába
tartozik (KARÁTSON, 2002).
Az Árpád-Agrár Zrt. jogelődje a 1960-ban alapított Szentesi Árpád
Zöldségtermelő Szövetkezet volt. A szövetkezet többszöri átalakulás, egyesülés és
cégfelvásárlás során 1999 szeptemberében alakult át részvénytársasággá (NAGYGÁL J.,
írásbeli közlés).
A mezőgazdasági termelés szinte minden ága megtalálható a palettán,
palántanevelés, takarmány előállítás, szarvasmarha tenyésztés, bortermelés,
baromfinevelésen, üvegházas és fóliasátras növénytermesztésig. Termálvízfűtésre
alapozott kertészetük nemzetközileg elismert, és a világ egyik legnagyobb kizárólag
geotermikusan fűtött komplexuma. A szükséges hőmérsékletet 20 db átlagosan 2000
méter mély termálkút biztosítja 30 hektár üvegház, 30 hektár fűtött fólia, valamint
állattenyésztő telepek, gabonaszárító és szociális épületek számára, az éves energia
felhasználás átlagosan 550 GJ (NAGYGÁL J. írásbeli közlés; BARCZA et al. 2010).
Az üvegházakban korszerű talaj nélküli, csepegtetőöntözéses, leginkább
zöldpaprika-, paradicsom- és uborkatermesztés folyik, és bevezetésre került az Integrált
Növényvédelmi Technológia, amely vegyszermentes kártevők elleni védelmet nyújt
(NAGYGÁL J., írásbeli közlés).
Szentesen az első termálkutat 1958-ban helyezték üzembe (szentesi kórház), ma
összesen 32 üzemel a településen és környékén, melyek közül 20 termel 60°C-nál, 12
pedig 90°C-nál melegebb vizet, és 20 db van a részvénytársaság tulajdonában (SZANYI
& KOVÁCS, 2010) (1. ábra).

10. 10
1. ábra – A magyarországi mezőgazdasági célú termálkutak kifolyó hőmérséklet szerinti eloszlása
(Forrás: http://www.kvvm.hu/szakmai/karmentes/kiadvanyok/fav/tvkm/tvkm04.htm)
A későbbiekben vizsgálataink tárgyát képező kútcsoportokat az OKGT
mélyítette (Országos Kőolaj- és Gázipari Tröszt) 1978 és 1980 között. Az ún. Új
Üvegház telep 7 kútját 3 csoportban mélyítették, a VI-os kútcsoportba 2db, az V-ösbe 2
db, a VII-be 3 db kút tartozik. A 7 db kút vizét egy hőközpontban gyűjtik össze és első
lépcsőben üvegházak légtér és talaj fűtésére alkalmazzák, második lépcsőben pedig a
csökkent hőmérsékletű vizet fóliasátrak temperálására (NAGYISTÓK, 1984) (2. ábra).
2. ábra – Mezőgazdasági célú létesített termálkutak száma Magyarországon (UNKNÉ, 2007)
A termelés csúcsán évi 6,5 millió m3
-t vettek ki, de ez a mennyiség 2010-re 5,7
millió m3
-re mérséklődött. Nagy problémát jelent azonban, hogy egyáltalán nincs
visszasajtolás, a kitermelt és lehűlt vizet a közeli Kurca nevű vízfolyásba engedik, és két
egyenként 40 ill. 100 hektár felületű tóban helyezik el, melyek körül mára komplett
ökoszisztéma alakult ki (SZANYI & KOVÁCS, 2010).
A jelenlegi átfogó geofizikai és hidrogeológiai vizsgálatok, a Jedlik-projekt
részeként, a Nemzeti Technológiai Program keretében jöhettek létre, együttműködve az

11. 11
Árpád-Agrár Zrt.-vel és a Geo-Log Kft.-vel, akik a vizsgálatokat végezték (KÓBOR &
MEDGYES, 2008).
A Jedlik-projekt fő célja a dél-alföldi termálvagyon fenntartható, gazdaságos
kiaknázásnak tervezése, lehetőségeinek kutatása és a megvalósíthatóság vizsgálata. A
projektet az a tény hívta életre, hogy Magyarország összes felszín alatti vizeinek
energiatartalma 4,7 millió PJ, melyből 250–350 PJ lenne fenntarthatóan hasznosítható,
de jelenleg mindössze 3,1 PJ kerül felhasználásra (KÓBOR & MEDGYES, 2008).

12. 12
3. Szentes földtana
„Itt a lábunk alatt terjed el, hegyek koszorújával övezve az Alföld rónasága. A nehézség
ezt lesimítván, kedve szerint formálta felületét. Vajon milyen alakot adott neki? Micsoda
hegyeket temetett el és mélységeket töltött ki lazább anyaggal, amíg létrejött ez az
aranykalászokat termő, magyar nemzetet éltető róna? Amíg rajta járok, amíg kenyerét
eszem, erre szeretnék még megfelelni” – Eötvös Lóránd, a Magyar Tudományos
Akadémia 1901. május 12-i közgyűlésen elhangzott szavai
Egy adott földrajzi terület földtani tulajdonságainak megértéséhez
elengedhetetlen annak szerkezeti-tektonikai, ősföldrajzi, és üledékföldtani
fejlődéstörténetének feldolgozása és megértése, melyekhez nagy segítséget nyújt a
paleontológia, paleobotanika, geofizika és szekvenciasztratigráfia.
Ebben a fejezetben Szentes város mai területére fókuszálva vázolom fel a
Kárpát-medence fejlődéstörténetét a paleozoikumtól a holocén felé haladva. a vizsgálati
területre koncentrálva, a diplomamunkában kiemelt jelentőséggel bíró korokra nagyobb
hangsúlyt fektetve. Azonban véleményem szerint, ahhoz, hogy egy adott kor eseményeit
átláthassuk, ha csak vázlatosan is, de át kell tekinteni az azt megelőző korok fontosabb
fejlődéstörténeti állomásait is. A földtani megismerés alapvető fontossággal bír a vízadó
rétegek kijelölésében, kutatásában.
Szentes területe geológiai értelemben a Tiszai nagyszerkezeti egység Villányi-
Bihari alegységén, alpi övén helyezkedik el, a Makó-Hódmezővásárhelyi árok
környezetében (2. melléklet).
A Tiszai nagyszerkezeti egységet a Közép-magyarországi-vonal választja el
északi szomszédjától a Pelsói-egységtől, vagy másnéven az ALCAPA-egységtől.
A földtani háttér bemutatása az ide vonatkozó szakirodalom tanulmányozása
után történt, azok alapján történik. A dolgozatnak sem célja, sem feladata ezen
irodalmakat bírálni, értékelni, egy logikus és érthető kép alkotása a cél.
3.1. Paleozoikum éra
Magyarország földtani felépítését, szerkezetét az európai és az afrikai litoszféra
lemezek helyzete és mozgása határozza meg alapvetően. A kaledóniai orogén sem az
üledékképződés, sem a szerkezetfejlődés történetében nem tükröződik markánsan, nem
ennek a régiónak a nagyszerkezetét alakító tényező (FÜLÖP, 1994).

13. 13
A szerkezetfejlődés bonyolultságának oka a terület nagyszerkezeti helyzetéből
következik: Európai és Afrikai kontinenslemezek ütközőzónájáról van szó, ahol
óceánosodás, majd ütközések sorozata zajlott le, amely a litoszféra szilánkos
felaprózódását eredményezte (HAAS & HÁMOR, 1998).
Az európai és gondwanai lemez között elhelyezkedő Prototethys karbon időszaki
bezárulása a variszkuszi hegységrendszer képződéséhez vezetett összeforrasztva az
ütköző kontinenseket (GYARMATI, 2005; HAAS, 2004). Magyarország területén a
Prototethys óceáni aljzata a variszkuszi szubdukció-kollízió hatására eltűnt.
A paleozoikum végére a hercini tektofázisok (variszkuszi lemeztektonikai
ciklus) eredményeként létrejött a Pangea, amelybe keleti irányból a Panthlassa-óceán
hatalmas öble, a Paleotethys nyúlt be (FÜLÖP, 1989). A Paleotethys a variszkuszi orogén
fázisok után is fennmaradt, a triász folyamán is az eurázsiai lemez alá tolódó óceáni
medence (HAAS, 2004).
A Kunsági-terrénum két szubterrénuma a Mórágyi- és a Kőrösi-szubterrénum,
melyek határai megfelelnek a Mecseki, illetve a Villány-Bihari zóna határaival.
Mindkét szubterrénum prealpi aljzatát szinte kizárólag kristályos, főként metamorf
képződmények alkotják, a Mórágyi illetve a Kőrösi Komplexum (CSÁSZÁR, 2005).
Szentes az utóbbi szubterrénum területén található.
A Tiszai-egység fejlődésében az első bizonyítható eseménysor a különböző
terrénumok, szubterrénumok egyesülése volt a variszkuszi orogén végén (kora perm),
valószínűleg takaróképződés is zajlott ebben az időszakban (CSÁSZÁR, 2005).
3.2. Mezozoikum éra
Az erőteljesen pusztuló, tagolt térszín a triász időszakban a tenger szintje alá
süllyedt, s így az egész Tiszai-egység a tengeri üledékképződés színterévé vált, ami a
Paleotethys-óceánhoz kapcsolódó beltengerben zajlott (HAAS, 2004). Az alsó-triász
folyamán kiegyenlítetté váló térszínen sekélytengeri törmelékes, a középső-triászban
karbonátos, majd az időszak végén vegyes üledékképződés egyre tagoltabb aljzaton
zajlott, melynek egyik fő oka a vardar-mellétei óceanizáció (3. ábra). Ettől kezdve
látszanak elkülöníthetőnek a következő zónák: Mecseki-, Villányi-, Békés-Codrui- és
Bihariai-zóna (CSÁSZÁR, 2005).

14. 14
3. ábra – A felnyíló Neotethys és a bezáródó a Paleotethys ág a késő-permben (HAAS, 2004)
Az alsó- és középső-triász üledékek szinte a Dél-Alföld egész területén
megtalálhatóak. Mezozóos övek besorolása szerint Szentes a Bihari mezozóos övbe esik
(T. KOVÁCS, 1977) (4. ábra). Az Alföld déli részén például Tótkomlósról és Tompáról
ismeretesek triász üledékes kőzetek, valószínűsíthető, hogy a szentesi terület pretercier
aljzatát is triász képződmények alkotják (VÖLGYI, 1959)
4. ábra – Az Alföld triász képződményeinek elterjedése (BÉRCZINÉ, 1998 nyomán)
A Villány-Bihari szerkezeti öv északon a Szolnoki „Flis” övre és a Mecseki
szerkezeti öv mezozóos rétegösszletére pikkelyeződött rá, déli határát pedig a Békés-
Kodru öv takarófrontja adja (FÜLÖP, 1994). A Villány-Bihari és a Békés-codrui zónák
az európai perem egyes övezeteit képviselik és eredetileg a Tátra-vepori egység
szomszédságában lehettek (5. ábra).
A Paleotethys alátolódásával egyidejűleg, annak medencéjétől délre új riftesedés
indult megkezdődött a Neotethys-medence keletről nyugat felé tartó kinyílása, amely
riftesedés ezen a területen a középső-triászban kezdődött el (3. ábra).

15. 15
5. ábra – A felső-triász ősföldrajzi vázlata, a vastag vörös vonal a Liguriai-Pennini óceánág
tengelyét mutatja (HAAS, 2004)
A felső-triász szakaszt a passzív peremek fejlődése jellemzi, amit a nori végétől
az Atlanti-óceán kezdődő felnyílása, és az ehhez kapcsolódó Pennini-óceánág kezdődő
kontinentális riftesedése (alsó – jura vége) zavart meg (HAAS, 2004). A Neotethys-
óceánág első felnyílási szakasza a felső-triász elején megtorpant (FÜLÖP, 1989).
A zóna nagy részén a triász képződmények közvetlenül a kristályos aljzatra
települnek, azaz a Kőrösi-komplexum kőzeteire. A Tiszántúlon általánosan elterjedt a
Jakabhegyi Homokkő (pl. Fábiánsebestyén). A legfiatalabb triász képződmény a
Tiszántúlon a Kárpáti Keuper Formáció, mely sekélytengeri és szárazföldi, folyóvízi
kifejlődésű (CSÁSZÁR, 2005).
6. ábra – Az Alföld jura képződményeinek elterjedése (BÉRCZINÉ, 1998 nyomán)
Az alsó-jura során tektonikai, éghajlati okokra visszavezethetően gyakoriak
voltak a vízszintingadozások, így jelentős üledékhiánnyal, lepusztulással is számolni
lehet. A Villány-Bihari-zóna jura üledékciklusa változóan, általában erősen hézagos,
hátsági jellegű (CSÁSZÁR, 2005). Az Alföld aljzatából a malmra vonatkozóan vannak

16. 16
adatok (6. ábra). A jura képződmények a terület tiszántúli részén is általánosan
elterjedtek, elérhetik az 500 m vastagságot is (BÉRCZINÉ, 1998).
Az alsó-jura során a riftesedés újjáéledt, ez azonban már a pennini riftesedés
volt, mely nyugat felől jött (FÜLÖP, 1989).
A középső-juráig a Tethys-rendszer egésze felnyílóban volt, a Tethys-óceán
bezáródása az felső-jurában kezdődött el (NEUBAUER et al. 1995). A Tiszai-egység
európai lemezről történő leválására a Pennini-óceánág létrejötte, azaz a középső-jura
idején kerülhetett sor (CSÁSZÁR, 2005). A leválás és Európai lemeztől való távolodás
dogger korát az ammoniteszek vizsgálata is alátámasztja (HAAS, 1994). Paleomágneses
és paleobiogeográfiai munkák is bizonyítják, hogy a Pannon-medence aljzatában jura
ősföldrajz alapján két fő egység különíthető el, az északi, afrikai affinitású ALCAPA és
a déli, európai Tisza főegység (FODOR és CSONTOS, 1998).
Ebben a korban jött létre az a hatalmas (~500 km) transzform törés, amely a
Közép-magyarországi vonal első megnyilvánulása (FÜLÖP, 1989).
A jura-kréta határ közelében a Villány-Bihari öv nagy része valószínűleg
tektonikai okok miatt szárazulattá vált, erre a malm karbonátos képződmények
karsztosodása enged következtetni (HAAS, 1994).
Az alsó-kréta során az egész Villány-Bihari zóna gyorsan süllyedt, melynek
hatására ciklusos édes-, elegyes- és sósvízi eredetű üledékképződés után
mészkőképződés kezdődött, melyet hazai területen Nagyharsányi Mészkő Formáció
néven ismerünk. A ciklusosság oka a vízszintingadozásra lehet. A Tiszántúlon a
rétegsor pelágikus jellegű pélitesebb kifejlődéssel indul (HAAS, 1994).
Az alsó-kréta végén a Tethys bezáródási folyamat első fő szakaszában a belső-
alpi és kárpáti övekben gyűrt, takarós, pikkelyes szerkezetalakulás zajlott, az eddigi
szétlazulásos szerkezetalakulás helyett a kompressziós jellegű szerkezetfejlődés
érvényesült (FÜLÖP, 1989). A Tiszai nagyszerkezeti egységben az első alpi
kompressziós szakasz az alsó-kréta végére tehető (HAAS & HÁMOR, 1998).
A kréta bezáródási, betolódási, felgyűrődési szakaszban a felső-kréta idején
kettős mélytengeri flis árokrendszer jött létre: külső-alpi-kárpáti (Szolnok-Máramarosi
flis öv ehhez kapcsolódik) és a dél-alpi-szlovéniai-belső-dinári flis öv. A közöttük lévő
takarós-gyűrt és blokkosodott területen több fázisban belső medencék jöttek létre,
melyeket főleg szenon törmelékes üledékek töltöttek fel, amint a következő
bekezdésben olvasható.

17. 17
A felső-kréta elején globális vízszintemelkedés indult meg, melynek hatására a
karbonát platformok megfulladtak. A Villány-Bihari zónában ezzel ellentétben a
takaróképződés fő szakasza zajlott, amely kiemelkedéshez, lepusztuláshoz vezetett
(HAAS, 1994). Az üledékciklus kezdőtagja itt a szárazföldi-folyóvízi fáciesű Szanki
Konglomerátum Formáció, melyre sötétszürke agyagmárga, aleurolit és homokkő
váltakozásából felépülő Körösi Formáció települ (CSÁSZÁR, 2005) (7. ábra). Ezek a
terrigén törmelékes tengeri kifejlődések a medence süllyedési tengelyében halmozódtak
fel (HAAS, 1994). A kréta közepétől megindul a Pennini-óceánág bezáródása is.
7. ábra – Az Alföld szenon kifejlődési területei (HAAS, 1994)
A Tethys-óceán bezáródása bonyolult, több lépcsős folyamat, mely időben
elhúzódott, a krétától egészen az oligocénig. A bezáródási szakasz végére az aljzatot
felépítő blokkok helyzete már közel állhatott a maihoz. A takaróképződés fő szakaszát a
Tiszai főegység területén a felső-kréta végére teszik (HAAS, 1998).
A kréta végén lezajlott hegységképződési epizód során a tengeri üledékképződés
a zónában ismét megszűnt, a paleogén képződmények hiányoznak, illetve ritkák (HAAS,
1994).

18. 18
3.3. Harmadidőszak
3.3.1. Paleogén
A Tethys-rendszer bezáródása több szakaszban folyt a kréta során, hatása pedig
takaróképződésben, deformációkban és litoszféra blokkok elmozdulásában,
feldarabolódásában jelentkezett (HAAS, 1998).
A pre-kainozoos aljzat térképe a 3. mellékleten, az aljzat mélysége pedig a 8.
ábrán látható.
8. ábra – A pre-kainozoos aljzat mélysége (HAAS et al. 2010 nyomán)
A paleocén idején zajló lepusztulás szinte teljesen eltüntette a mezozóos
fejlődéstörténet szinte minden nyomát, így a Mecseki- és a Villány-Bihari-zóna határa
szinte megvonhatatlan (CSÁSZÁR, 2005).
A Tethys-óceán ágainak bezáródásának befejeződése az eocén-oligocén határ
közelébe tehető, a Tethys két ágra szakad, ezen a területen az északi ág a Paratethys lesz
meghatározó (GYARMATI, 2005). Az Afrikai (Adriai) és az Európai lemez ütközése az
alpi, és a dinári vonulatok kiemelkedését eredményezte, melyektől északra medencék
sora jött létre az alsó-oligocénben, melyek a Paratethys kialakulásának kezdetét jelölik.
Ezen medencék közé tartoznak a magyarországi paleogén medencék is (HAAS &
HÁMOR, 1998).
A legintenzívebb mozgások az oligocénban zajlottak, és a neogén elejére
nagyvonalakban kialakult a mai helyzet. Az oligocén korig a Pannon-Kárpáti terngeri
üledékgyűjtő folytonos kapcsolatban állat a világtengerrel. Az Alpok-Dinaridák-
Kárpátok kezdődő kiemelkedése következtében ez a kapcsolat megszakadt és a
létrejövő Paratethys a Svájci Alpoktól Közép-Ázsiáig terjedő tengeri, félsósvízi,

19. 19
édesvízi medencék sorozatából állt, endemikus élővilággal. A Paratethys az oligocén
végén válik egy morfológiai háttal elválasztott beltengerré. (GYARMATI, 2005).
9. ábra – Eocén (balra) és oligocén (jobbra) képződmények áttekintő elterjedési térképe (CSÁSZÁR,
2005 nyomán)
Eocén üledék a Villány-Bihari zóna területén nem található, oligocén
képződmények pedig szinte csak az eocén képződmények fedőjében találhatóak a
régióban, így ezek is hiányoznak a régióban, az Alföld legnagyobb része ebben az
időben szárazulat volt (DANK, 1963) (9. ábra). Az ősföldrajzi viszonyok
megváltozásának eredményeként később a miocénben újabb észak-északkeleti
transzgresszió játszódott le. (CSÁSZÁR, 2005).
10. ábra – Geodinamikai-lemeztektonikai modellek a Kárpát-medence tercier fejlődésére (FODOR
& CSONTOS, 1998)
A ma elképzelt harmadidőszaki szerkezeti mozgásokat, a „kiszökési modellek”
tartalmazzák, melyek a 10. ábrán láthatóak. Különböző szerzők különböző módon
értelmezik a bizonyítékokat. Magyar kutatók szerint a kiszökő egység nem foglalta
magába a Tiszai főegységet, hanem csak az ALCAPA egységet, így déli határa a

20. 20
Középmagyarországi-öv mentén volt. A kicsúszó ALCAPA és a Tisza egységek csak
forgásuk lezárulása után a középső-miocéntől mozogtak együtt kelet felé (FODOR et al.
1998).
3.3.2. Neogén
A miocén fejlődéstörténet, és a Pannon-medence születésének megértését több
vizsgálat kombinálása, összeegyeztetése segíti. Szeizmikus, paleomágneses és egyéb
geofizikai vizsgálatok során világossá vált, hogy a kárpáti fronton folyó szubdukcióval
összefüggésben jött létre, mint ív-mögötti (back-arc) típusú medence. É-D-i
kompresszió és K-Ny-i tenzió volt kimutatható a feszültségtér számítások alapján, ami
transztenziós eredetű medencék esetében lehetséges. A részletes vizsgálatok kimutatták,
hogy a feszültségtér időben inhomogén volt, mely a külső kárpáti takarófront tágulás
mechanizmusának eredménye (FODOR et al. 1998).
A középső-miocénben a takaróképződés fokozatosan leállt, ezek következménye
pedig a kisebb inverziós események kialakulása, de kimutatható, hogy a pannóniai
korszak a normálvetők kiújultak.
A kárpáti szubdukciós front lezárulása a Pannon-medence széthúzódásának
leállását eredményezte, az ismét inverziót szenvedett . Ez az oka, hogy a medence ma is
kompressziós feszültségállapotban van, ahogy az a háromszögelési pontok elmozdulása
és a földrengések alapján is kimutatható (SZUROVY, 1948).
3.3.2.1. Miocén kor
A magyarországi miocén képződmények általában üledékhézaggal,
diszkordánsan települnek a pretercier aljzatra.
Az eggenburgi-ottnangi emeletek során a szávai orogén, (Afrikai és Európai
lemezek közeledése), kompressziós fázisa kiemelte az alpi hátteret. A korábbi
üledékgyűjtő medencék újabb árkos beszakadására került sor a szávai orogén végén
történt kismértékű távolodás eredményeként. Az eddigi ÉK-DNy-i irányítottság mellett
ÉNy-DK irányú depressziók is kialakultak (FÜLÖP, 1989) (5.melléklet). Az
indopacifikus tengeri fauna megjelenése a legfontosabb tengeri esemény, afrikai
nagyemlős fauna és trópusi-szubtrópusi éghajlat jellemző (GYARMATI, 2005).
A Dunántúlon megtalálható eggenburgi emeletbe tartozó Szászvári Formáció,
Dunától keletre Madarai Formációként ismert, de a Vardar háttól keletre a Makó-

21. 21
Hódmezővásárhely árok területén a nagy fedővastagság (~5000 m) csak
valószínűsíthető a létezése, de analógiák alapján alátámasztható a léte (BÉRCZI et al.
1998). A formáció kifejlődésére a hegylábi hordalékkúp, ártéri, folyóvízi fácies
jellemző. Az ottnangi transzgressziós ciklus végét kiemelkedés, a peremeken
szárazföldi üledékképződés megszűnése, gyökérzónás fosszilis talajszintek jelzik
(HÁMOR, 1998).
A kárpáti-alsó-bádeni emeletek során a stájer orogén fázishoz kötődik, amely
során az Afrikai-lemez elfordulása során Magyarország területén ÉK-DNy irányú
árokszerkezetek jöttek létre (5. melléklet). Ebből levezethetőek a legfontosabb tengeri
események, a Mediterránum felől megismétlődő transzgressziók sora a Dinári-kapun
keresztül, melyek a medencévé szélesedő árokrendszer fejlődését determinálják (FÜLÖP,
1989; HÁMOR, 1998).
A kárpáti emelethez tartozó a Tiszántúlon elterjedt Kiskunhalasi Formáció
ciklikus üledéksorai három transzgresszív fázisban képződtek, melyek egyre mélyebb
tengerszintet jeleznek (HÁMOR, 1998; 2001).
A bádeni bázisképződményei az „alsó lajtamészkövek”, melyeket a Tiszántúlon
az Abonyi Formáció tartalmaz. Ezek durva görgetegeket tartalmazó, abráziós
alapbreccsák, alapkonglomerátumok. A parttávoli mélymedencékben (> 400 m) a
Makói Formáció elterjedt. Döntően szürke, sötétszürke agyag, agyagmárga, mely a
Kunsági árok területén is megtalálható (HÁMOR, 1998; 2001).
A felsó-bádeni-szarmata-alsó-pannon emeletek során a lajtai orogén fázis
hatására a Kárpát-medence Mediterrán kapcsolatai megszűntek, új kapcsolat az Aral-
Káspi-medence irányába létesült. Általános medencebeszakadás mutatható ki, ÉNy-DK
irányú felújult törésvonalak, a Kárpátok körkörösen emelkedő orogénje jellemző
(FÜLÖP, 1989; GYARMATI, 2005). A Parartethys gyorsan feltöltődő, egymással nem
összefüggő medencékre különül, megindul a gyors feltöltődése és egyre inkább
kiédesül, a pannóniai emelet idejére a Keleti-Paratethytől is elkülönül a Pannon-
medence (GYARMATI, 2005; FÜLÖP, 1989).
A globális lemeztektonikát ebben a korban az afrikai-eurázsiai lemezek
köpenyáramlás következtében kialakuló távolodási szándéka jellemzi. Ez csak a
kőzetmechanikai rugalmasság határáig valósulhat meg, így húzásos zónák alakulnak ki,
melyek következménye az alp-kárpáti-dinári rendszer általános feltorlódása, ill. a
közbezárt terültek dilatatív beszakadása (HÁMOR, 1998) (5. melléklet).

22. 22
A Kárpát-medencébe újra megjelennek az afrikai kontinensről migrált
Rhinoceros, Crocodil-félék. Az északi szárazföldekről pedig faunainvázió mutatható ki
(Hipparion-félék, rágcsálók). A felső-miocén során a klíma egyre hidegebbé vált, a
növényvilágban jellemző a fenyőfélék (Coniferae) elterjedése (HÁMOR, 1998; 2001).
A felső-bádeni emelet első alföldi formációja az Ebesi Formáció, melyet szokás
„felső lajtamészkőnek” is nevezni. Főként sekélyvízi, partközeli kifejlődésű,
ősmaradványokban gazdag (Pectenidák, Venus, nagyszámú Gastropoda, benthosz
Foraminiferák). A szentesi területen valószínűleg a Szilágyi Agyagmárga Formáció
található meg, mely fő tömegét agyag, agyagmárga alkotja, mélyvízi kifejlődésű. A
formáció sekélyvizű, zátonyos szigettenger kisebb részmedencéiben képződött, nyíltvízi
területeken. Gazdag makrofaunájában a Turritella, Nassa, Corbula, Nassa és Venus-
félék jellemzőek (HÁMOR, 1998; 2001).
A szarmata emelet során a tiszántúli medencék peremein a terrigén
homokagyagból álló Hajdúszoboszlói Formáció elterjedt, míg a nyíltvízi fáciest a
Kozárdi Formáció képviseli, mely brakkvízi kifejlődésű. Utóbbi agyag, agyagmárga
képződményei finomhomokos aleurit, homokos márga, mészmárga betelepüléseket
tartalmaznak. A formáció elhatárolása a fekü és fedő képződményektől
biosztratigráfiailag a legegyszerűbb, Cardium, Irus, Abra, Donax, Cerithium fajok és
Foraminifera fauna alapján. Országos elterjedésű a Galgavölgyi Riolittufa Formáció,
mint egy erőteljes explózió légköri szállítású terméke (HÁMOR, 1998; 2001).
A szarmata vastagságára jellemző, hogy Nagykőrösön vastagsága mindössze 20
m (VÖLGYI, 1965)
3.3.2.2. Pannóniai emelet (felső-miocén, alsó-pliocén)
A diplomamunka szempontjából leginkább fontos formációk ebben a
korszakban alakultak ki, így ezek leírása az előzőekhez képest részletesebb lesz.
A „pannóniai” jelzőt a Magyar Rétegtani Bizottság által Magyarországon
elfogadott értelemben használjuk, azaz a szarmatától (11,5 M év) a pleisztocénig (2,4 M
év) tartó korszakot értjük alatta, amely megegyezik a tág értelemben vett pannóniai (s. l.
– sensus lato) jelöléssel. Az alsó- és felső-pannóniai (kunsági és balatoni) alemeletek
határa a miocén vége, azaz 5,4 M év. A „pannóniai” használata azonban sajnálatos
módon hazánkban sem egységes, és külföldön is más értelemben alkalmazott. Egyes
szerzőknél, az alsó-pannóniai elnevezés most megfelel a pannóniai (s. str. – sensus

23. 23
stricto) elnevezésnek, ami 11,5 M évtől 7 M évig tart, e fölött egészen a pleisztocénig
(2,4 M év) felső-pannóniai szerepel. További szerzők 5,4 M évnél határt vonnak ez alatt
pontiusi, e fölött pliocén elnevezést használnak az Alp-Kárpáti területen (MAGYAR,
2010; MARTON, 2009).
A pannóniai korszak kezdetét egy igen jelentős, az egész medencében jól
követhető regionális faunaváltozás jelöli ki, azaz a középső-miocén tengeri reliktum
faunát ekkor váltotta fel a Pannon-tó endemikus élővilága (MAGYAR, 2010). A tó a
környező tengerekkel, más tavakkal (Euxin-medence) csak túlfolyó vize által került
kapcsolatba, s alig nyúlt túl a mai Kárpát-medencén, ezért alakult ki a bennszülött flóra
és fauna (MÜLLER, 1998). Bizonyos őslénytani megfontolásokra alapozott elméletek
szerint a porta ferrea-i kapun át lehetséges volt az időszakos kapcsolat az Euxin-
medencével (BARTHA, 1975; 1978; POPOV, 2006)
Ősföldrajz
Magyarország lemeztektonikai elemekből álló preneogén aljzata és eltérő
eredetű és felépítésű nagyszerkezeti egységeit egybeforrasztó miocén árokrendszer
fölött, valamint a rendkívül igénybevett alpi-kárpáti-dinári környezeten belül
helyezkedik el Európa legnagyobb fiatal hegységívek közötti süllyedéke a Pannon-
medence (FÜLÖP, 1989).
A tó megnevezés a tengerrel szemben több szempontból is indokolt, bár még
nemt teljesen tisztázott a kérdés. Az endemikus fauna a hosszú életű, elzárt tavakra
jellemző, ez annak bizonyítéka, hogy elszigetelten fejlődött, erre engednek
következtetni a biofaciológiai, paleobiogeográfiai és a szeizmikus rétegtani érvek is. A
Pannon-tó víz-, só-, és stabil izotóp arányai alapján azonban nem lehet elvetni az
időszakos tengeri összeköttetés koncepcióját sem (MAGYAR, 2010).
A Pannon-medence és a Pannon-tó sajátos geológiai alakulat, az ívmögötti
medencék (back-arc) egyik típusa mintapéldája, mely a kárpáti fronton folyó
szubdukció folyamán jött létre.
Ősföldrajzilag a medence fejlődése 3 szakaszra osztható (MAGYAR et al. 1999).
Az elsőben a középső-miocénben a medencét tenger borította, a másodikban a késő-
miocénben egy sósvizű tó a Pannon-tó (11,6–5,3 M), majd harmadik szakaszban a
pliocénben és pleisztocénben folyóvízi síkság alakult ki (MAGYAR, 2010). Fontos, hogy
a medence süllyedésére jellemző az üledékfeltöltődéssel való ütemtartás. Kutatások,

24. 24
publikációk sora után is elmondható, hogy a késő miocén világáról még mindig
töredékesek az információk, és több ellentmondás is feloldásra vár, jóllehet már 200 éve
a figyelem középpontjába került a terület a tihanyi kecskekörmök (Congeria
ungulacaprae kagylók búbrészei) rejtélye által (STRAUSZ, 1971).
A Pannon-tó legnagyobb kiterjedésű állapotában ma a Föld második legnagyobb
kiterjedésű tava lenne a Kaszpi-tó után. Érdekesség, hogy a beltó faunájára leginkább
hasonlító recens medence a Kaszpi-tó élővilága (congeriás-limnocardiumos) (SZÉLES,
1968)
A medencebeli szarmata képződmények felett a pannóniai összlet fokozatos
átmenettel fejlődik ki. A szarmata végi csapadékosabb időjárás csökkentette a beltó
vizének sótartalmát és mésztartalmú pelites üledékképződés alakult ki, a medencék
belső és peremi területein is.
Az alsó-pannóniai közepétől megélénkült a medence általános, de területenként
eltérő sebességű süllyedése, ugyanekkor a Kárpátok és az Alpok megemelkedtek, így a
hordalékanyag mennyisége jelentősen megnőtt, a folyók szállítási energiájának
emelkedése miatt és nagyméretű delta üledékképződési rendszerek jöttek létre. A
pannóniai rétegösszlet határozottan két nagy tagra osztható, az alsó és felső pannóniai
faunák alig tartalmaznak közös fajokat, kivéve egy vékony átmeneti szintet (STRAUSZ,
1954).
A felső-pannóniai rétegek sekélyebb vízi üledékgyűjtőben, megváltozott
éghajlati és morfológiai viszonyok között átalakult delta üledékképződési rendszerben
rakódtak le. A medencealjzat egyre kiegyenlítettebbé, a lehordási terület egyre
tagoltabbá vált. Az üledékanyagban a homok arány fokozatosan megnőtt, és a kezdeti
delta lejtő fáciesű üledékeket fokozatosan felváltotta a fluvio-lakusztris üledékképződés
(FÜLÖP, 1989).
Pannóniai képződmények litosztratigráfiája
Az alfejezetben a vizsgálati területen előforduló formációk bemutatására
szorítkozunk.
A medencében 10 M év alatt körülbelül 1-5 km vastagságú üledék halmozódott
fel, melyet több mint tízezer fúrás harántolt, ezért jól ismertek. Az eltérő ütemben
süllyedő részmedencék az üledékutánpótlás folyamatossága révén egymás után, időben
kissé eltolódva töltődtek fel (11–12. ábra). Az üledékképződés mechanizmusa, az

25. 25
üledékképződési környezetek azonban lényegében nem változtak, de a tektonika, a
klimatikus változások és a vízszintingadozás bélyegei megtalálhatóak a kőzeteken
(JUHÁSZ, 1998). A Pannon-tó vízszintingadozásai összefüggést mutatnak a világtenger
vízszintváltozásaival, azaz az éghajlati ingadozásokkal, de azzal aszinkronban vannak
(JUHÁSZ et al. 1997)
11. ábra – A Pannon-tó selfperemi lejtőjének eltolódása a késő miocénben (MAGYAR, 2010)
A részmedencéket a süllyedés általánossá válása előtt kisebb-nagyobb szigetek
választották el egymástól, ezen szigetek fedő rétegsoraiban gyakran a tömörödés
hatására álboltozatok alakultak ki (BALOGH, 1973).
12. ábra – A pannóniai s.l. képződmények talpmélysége. 1. Makó-Hódmezővásárhelyi árok, 2.
Derecskei-árok, 3. Jászsági süllyedék, 4. Békési-medence (JUHÁSZ, 1994)
A Dunántúlon ÉNy-Ny-ról, az Alföldön pedig ÉNy-ról, ÉK-K felől érkeztek
folyók, folyamok a területre, az előbbi fő lehordási területei a Nyugati-Kárpátokban, az
Alpokban, és a Cseh-masszívumban lehettek, utóbbi esetében pedig a belső-kárpáti
vulkáni vonulat területén. A két fő üledékszállító vízfolyás a Békési-medencében

26. 26
találkozott, de kisebb vízfolyások más irányokból is érkeztek a területre (JUHÁSZ et al.
2006). A behordódási irányok és változásiak geomatematikai módszerekkel történő
kimutatása, pontosítása homokok és homokkövek ásvány-összetétele alapján valósult
meg (THAMÓNÉ et al.; JUHÁSZ & THAMÓNÉ; 2006).
A medencében található pannóniai formációkat karotázsszelvények kőzettani
tartalmának ismeretére építve dolgozták ki, összeegyeztetve a magfúrásokból származó
mintákkal és szeizmikus értelmezéssel. A Magyar Rétegtani Bizottság által 1994-ben
elfogadott egységes nevezéktant az 1. táblázat mutatja, a magyarországi neogén
medencerészek litosztratigráfiai tagolását pedig a 13. ábra.
Régi formációnév
(Alföld)
Régi formációnév (Dunántúl)
Új formációnév
(Egységes)
Nagyalföldi Hansági maradt
Zagyvai Rábaközi Zagyvai
Törteli Újfalui Újfalui
Algyői Drávai Algyői
Szolnoki
Tófeji
Lenti
Lovászi
Szolnoki
Nagykörűi
Vásárhelyi
Tótkomlósi
Dorozsmai
Nagylengyeli
Beleznai
Zalai
Endrődi
Békési Mihályi Békési
1. táblázat - A Magyar Rétegtani Bizottság által 1994-ben elfogadott egységes nevezéktan (JUHÁSZ
In BÉRCZI & JÁMBOR (eds), 1998)
13. ábra – Neogén medencerészek litosztratigráfiai tagolása (JUHÁSZ, 1998)

27. 27
Az Endrődi Formáció képződményei változatos körülmények között kiülepedett
nyíltvízi (hemipelágikus) üledékek, azaz bazális nyíltvízi márgák, vastagságuk
átlagosan 100–200 m, de 700 m-t is elérhet (14.ábra).
14. ábra – Az Alföld déli része pannóniai s.l. korú képződményeinek vázlatos, DNy-ÉK-i irányú
szelvénye (JUHÁSZ, 1998 nyomán)
Feküjét általában a prepannon képződmények alkotják, a Tiszántúlon a Kozárdi
Formáció. Fedője a Szolnoki vagy az Algyői Formáció (JUHÁSZ, 1998; JUHÁSZ et al.
2007b).
Elterjedése általános a medencében. A rétegsor alján márgát, mészmárgát települ
(Tótkomlósi Mészmárga Tagozat), ez felfelé fokozatosan agyagmárgába megy át
(Nagykörüi Tagozat). A legmélyebb süllyedékekben üledékfolytonosan fejlődik ki a
miocén képződményekből.
A mészmárga több litofáciest is képvisel, a vízmélység növekedésével egyre
sötétebb a sekélyvízi világosszürkéből szinte feketévé válik; általában rétegzetlen, vagy
mikrorétegzett.
Erre a formációra a nagyméretű. vastag héjú sekélyvízi puhatestűek jellemzőek,
mint a Congeria, Lymnocardium (JUHÁSZ & MAGYAR, 1992).
A Szolnoki Formáció képződményei mélyvízi turbidit rendszerekben fejlődtek
ki, a legmélyebb medencerészeken. Vastagsága az 1000 m-t is elérheti (14–15. ábra). A
gravitációs üledékképződés szinte minden eleme megtalálható benne.
Élesen különül el a feküjét képező Endrődi Formációtól, valamint a fedőjében
lévő Algyői Formációtól, ezek a határok lyukgeofizikai szelvényeken könnyen
kimutathatóak.

28. 28
A turbiditek elterjedése a mélymedencékre korlátozódik, vastagságuk
hozzávetőlegesen követi az aljzatmorfológiát, süllyedékekben kivastagszik (akár 1000
m), hátságokon elvékonyodik. Ennek oka az üledékek eltérő kompakciója, valamint ez
alapján következtethetünk arra, hogy képződése után is folytatódott a süllyedés
(JUHÁSZ, 1998).
15. ábra – A Szolnoki Formáció elterjedése és vastagsága (JUHÁSZ, 1992)
Kőzettanilag finomszemcsés homokkő, aleurolit és agyagmárga váltakozásából
áll (JUHÁSZ, 1998). A vastagabb homokkőrétegeket is kisebb ritmusok építik fel. Alsó
részét a turbidit disztális része alkotja, a pelitek részaránya magas, míg a felső részen a
homokkő rétegek kivastagodnak, és lassan átmegy proximális turbiditbe. A
szuszpenzióból leülepedett agyagmárga rétegek vastagsága akár 30 m is lehet,
jellemzően vékonyrétegzettek, míg máshol rétegzetlenek (JUHÁSZ, 1998).
A homokkövek finomszemcsések, karbonátos kötőanyagúak. A mintákon
felismerhetőek a turbiditképződésre jellemző üledékszerkezeti jegyek a gyűrt, kaotikus
rétegzettség, konvolúció, a víztelenedés hatására kialakuló tányér- és lángszerkezetek
(JUHÁSZ, 1998; SZÓNOKY, 1978).
Egyes gradált rétegződésű részeken előfordulhatnak felszaggatott agyagmárga
intraklasztok. Gyakori a réteglapok mentén feldúsuló szenesedett növénymaradvány.
Jellemző puhatestűek a vékony héjú, mélyvízi molluszkák, mint a Paradacna
abichi, Dreissenomya digitifera, Valenciennius (JUHÁSZ & MAGYAR, 1992).
Az Algyői Formáció pelites neritikus (szublitorális), illetve lejtőfácies
kifejlődésű. Agyagmárga és aleurolit az uralkodó kőzettípus, de helyenként gravitációs,
illetve mederben lerakódott homokkőtestek települnek a rétegsorban. Vastagsága 200–
1000 m között változik (JUHÁSZ et al. 2007b).

29. 29
Az Alföld nagy részén delta- és medencelejtő fáciest képvisel, az együttes
kezelést a self keskeny szélessége teszi lehetővé. A medence peremein alárendelten
litorális, szublitorális üledékes képződményeket is tartalmaz (14. ábra).
Az Alföldre ÉNy-i, ÉK-i irányból érkező, nagymennyiségű törmeléket szállító
folyók a beltóba torkollva Gilbert-típusú deltarendszert alakítottak ki, így viszonylag
meredek (5-20°) deltalejtőt hoztak létre (JUHÁSZ, 1998).
A formációba ritkán vékonyabb-vastagabb homokkőrétegek iktatódnak be,
melyek a lejtő alsó részén gravitációsan áthalmozott homokkőtestek, míg fentebb
torkolati zátonyok, vagy a hullámzás által átdolgozott rétegek lehetnek. A delta
lebenyek periodikus áthelyeződéséből és a vízszintingadozásból adódóan elfordul, hogy
a terület újra vízzel borítottá vált, és sekély öböl, illetve víz alatti platformalakult ki.
Ilyenkor a hullámzásnak volt ideje átdolgozni a víz alá került homokkőtesteket (JUHÁSZ,
1998).
A homokok gravitációs üledékcsúszással átülepedtek a mélyzónába, csak az
alaphegységi kiemelkedések előtere kivétel, ahol állékony tudott maradni a homok. Ez
az oka a formáció helyenként rendkívül homokos kifejlődésének (JUHÁSZ, 1994).
A mintákon üledékföldtani jegyek alig figyelhetőek meg, ilyeneket esetleg a
finom homokkő betelepüléseken lehet találni, általában ferderétegzettség figyelhető
meg, de az esetek túlnyomó többségében rétegzetlen (SZÓNOKY, 1978).
Az elválási felületeken szenesedett növényi törmelék és levéllenyomatok
figyelhetőek meg.
16. ábra – A Pannon-medence üledékfelhalmozódási modellje (A: Dunántúl, Alföld Ny-i része; B:
Alföld K-i része) (JUHÁSZ, 1998)
A formáció a Szolnoki Formációra túlterjedően települ, fedőjében pedig az
Újfalui Formáció található. Határuk a hagyományos értelemben vett alsó- felső-
pannóniai határt is jelenti (JUHÁSZ, 1998). Mára azonban kiderült, hogy ez a határ

30. 30
fácieshatár, amely diakrón, azaz nem egyidejű, a medence DK-i részei felé egyre
fiatalabb képződményeket jelent (16. ábra).
A deltalejtő fácies vastagságából hozzávetőlegesen a vízmélységre lehet
következtetni, ha leszámítjuk a kompakció hatását (JUHÁSZ, 1998).
A delta lejtőn a mélyvízi formák mellett a sekélyebb, de nyílt, jól átszellőzött
vizet kedvelő puhatestűek is megjelennek, mint a Dreissenák, Lymnocardiumok
(JUHÁSZ & MAGYAR, 1992).
Az Újfalui Formáció litorális és delta fáciesű üledékekből épül fel, parti, part-
közeli környezetet képviselnek. Uralkodóak a finom- és középszemű homokkő
rétegsorok, agyagmárgával és aleurittal közberétegződve. Túlnyomó hányadát (70–
80%) a vízfolyások által beszállított, delta síkságon, delta fronton, illetve torkolatokban
lerakódott sekélyvízi üledékanyag alkotja, a beömlési helytől távolabb egyéb partmenti
fáciesek képződtek. Az üledékek nagy felhalmozódási mennyisége növelte a
megőrződési potenciált (JUHÁSZ, 1998; JUHÁSZ et al. 2007b) (17. ábra).
17. ábra – Az Újfalui Formáció kivastagodása (JUHÁSZ et al. 1996)
A gyors behordódást és leülepedést a finomszemcsés üledékek alacsony
részaránya jelzi. Jellemző, hogy 5 méternél vastagabb pelites rétegek nem jelennek
meg.
A formációban található homokkőtestek többnyire torkolati zátony, delta-ág
mederkitöltés, áthalmozott, illetve gátszakadás eredetűek lehetnek, míg a
közbenrétegzett vékony finomszemcsés részek delta ágak közötti, mocsári-ártéri,
lagúna, illetve morotva vagy sekély brakkvízi kifejlődésűek (JUHÁSZ, 1998).
A formáció az Alföld nagy részén felfelé durvuló kifejlődést mutat, delta lejtő
pelites üledékeiből indul és delta front fáciessel záródik, ami delta progressziót jelez.
Más területeken a delta ágak medrei bevágódtak az alatta települő rétegsorba, így a

31. 31
formáció mederkitöltés üledéksorral indul. Bizonyos helyeken a víz alatti gátszakadás
egyenesen a beltó irányába történt, ilyen helyeken szintén felfelé durvuló
szemcseösszetételű, a torkolati zátonyoknál vékonyabb, de turbiditekre utaló
üledékszerkezeti jegyeket tartalmazó üledéksorok indítják (JUHÁSZ, 1998; SZÓNOKY,
1978).
A formáció elterjedése általános az Alföldön, egyszerűen követhető. Alsó határa
az Algyői Formáció, felső határa csak a Zagyvai Formáció elterjedési területén
szerkeszthető meg (JUHÁSZ, 1998).
A Zagyvai Formáció rétegeit alluviális síkságon, azaz ártéren, folyómedrekben,
mocsarakban, sekély tavakban lerakódott üledékek alkotják. Ebből kifolyólag egyes
területeken nem folytonosak (JUHÁSZ, 1998) (18. ábra).
18. ábra – A Zagyvai Formáció elterjedése és vastagsága (JUHÁSZ, 1993)
Szürke aleurolit-agyagmárga-homokkő sűrű váltakozásából áll, tartalmaz
tarkaagyag és lignit betelepüléseket is. Elegyes- és édesvízi faunatársulások jellemzik.
A finomszemcsés frakció túlsúlyban van, alsóbb részén a delta háttér mocsári,
ártéri környezetben lerakódott együttesét képviseli. Ebből fokozatosan fejlődnek ki a
fluvio-lakusztris üledékek.
Az üledéksorban epizodikusan 5-20 m vastag homokkő betelepülések jelennek
meg, melyek mederkitöltés fáciesűek, gyakori a felfelé finomodó szemcseösszetétel.
Azonosítása problémamentes. Elterjedése nem általános, a legintenzívebben
süllyedő területekre korlátozódik, de több száz méteres vastagságot is elérhet (JUHÁSZ et
al. 2007b). Feküjében mindig az Újfalui Formáció található, fedőjében pedig az
Alföldön a Nagyalföldi Formáció, melytől csak magminták alapján lehet elkülöníteni,
karotázsgörbék alapján nem.

32. 32
A delta síkság üledékeire változatos, sekély brakkvízi vagy édesvízi-mocsári
együttesek jellemzőek, mint a Viviparus, Theodoxus, Anodonta (JUHÁSZ & MAGYAR,
1992).
A Nagyalföldi Formáció évtizedek óta vita tárgyát képezi, elkülönítése, önálló
egységként való kezelése feltételes. A mai vizsgálati módszerek szerint semmilyen
módon nem különül el a Zagyvai Formációtól, mindkettő fluvio-lakusztris kifejlődésű.
Vastagsága egyenetlen, de néhol több száz méter vastag, ősmaradványok alig
ismeretesek belőle, elterjedése általánosnak mondható az Alföldön (SZÉLES, 1968).
Múlt század második harmadában „levantei” agyagként írják le, de ezen név
alkalmazása nem indokolt (SZÉLES, 1965; DOBOS, 1965)
Mélyfúrásokban helyenként éles határ ugyan megfogható, de ez nem általános.
Fő különbségek a gyakoribb tarka agyag betelepülések, paleotalaj rétegek megjelenése
jelenthet, melyek a klíma szárazabbá válására utalnak (JUHÁSZ, 1998).
Újabb szekvenciasztratigráfiai kutatások valószínűsítik egy a Duna-Tisza közén
működött óriáskanyon-rendszer létezését mely a Pannon-tavat szelte ketté, ami
magyarázatot adhat a formáció létezésére, eredetére és hovatartozására (JUHÁSZ et al.
2007a; STRAUSZ, 1971).
A fluvio-lakusztris fáciesben kizárólag a Kárpát-medence területén ma is
megtalálható édesvízi molluszka-nemzetségek fordulnak elő (JUHÁSZ & MAGYAR,
1992).
Tendencia jelleggel napjainkig tartó lassú folyamatként a sekélytavi
üledékképződést az egyéb szárazföldi fáciesek váltják fel (MUCSI, 1973).
A felső-pannóniai rétegekben a töréses formaalakulások jelentős szerephez
juthatnak bizonyos vízföldtani esetekben. A képződményekben az alaphegység
magaslataihoz simuló, rétegterheléses települési formák figyelhetőek meg (GAJDOS &
PAP, 1977).
A rétegterhelésből származó függőlegesen ható erő, mint főfeszültség hatására
keletkező formák atektonikusak. A feszültség hatására főleg a települt boltozatok
szárnyain húzó- és nyírófeszültségek ébrednek, melyek meghaladhatják a kőzet
szilárdságát és ilyen esetben litoklázisok, például kisebb vetők, csoportos mikrovetők,
csúszási felületek, mészmárgák repedezése, formájában oldódnak ki. Szakirodalom

33. 33
alapján a felső-pannóniai képződményekben előforduló átlagos elvetési magasságok 50
m-nél alacsonyabbra tehetők (GAJDOS & PAP, 1977).
Szabályszerű, hogy minél közelebb egy réteg az aljzathoz, annál valószínűbb
benne a töréses formaalakulás. Ezen törések egy része idősebb szerkezeti vonalak
kiújulásának eredménye (GAJDOS & PAP, 1977).
3.4. Negyedidőszak
A magyar földtani szakirodalom a negyedidőszakot a Pannon-tó
üledékképződésének befejeződésétől számítja, a Matuyama-Gauss mágneses fordulat
óta, azaz 2,4 millió éve tart, krono-, magneti-, bio-, és glaciosztratigráfiai korolás
alapján. Általában két korra osztják, a pleisztocénre és a holocénre, utóbbi 10 000 éve
kezdődött, de vannak, akik a felső-pliocént is ebbe a korba sorolják (MARTON, 2009).
Rétegsorában 4 nagyobb és 9–10 kisebb ciklus különíthető el teraszok és forrásmészkő
szintek vizsgálatával korrelálva (FÜLÖP, 1989).
A negyedidőszak során, 2,4 millió év alatt az Alföld egyes részei 400–600
métert süllyedtek, a középhegységeink 300–400 métert emelkedtek, mindent kisebb-
nagyobb blokkokra töredezve következett be (FÜLÖP, 1989). A Dél-Alföldön ez a
pulzáló kéregmozgás oszcilláló üledékképződést eredményezett, ami utolérhető az
aszimmetrikus ciklusokban (MOLNÁR, 1973). Szerkezetföldtanilag a medence ma is, a
miocén eleje óta kompressziós hatás alatt áll, az Alföld ma is süllyed, a Dunántúl a
Keleti-Alpok és a Keleti-Kárpátok pedig emelkedik, ez a mozgás mm/év dimenzióban
mérhető (DOMBRÁDI et al. 2010).
19. ábra – A kvarter üledékek vastagságtérképe (JÁMBOR, 1998 nyomán)

34. 34
Elterjedt képződmények a folyóvízi kavics, homok, iszap és agyagrétegek,
vastagságuk eléri a 400–600 métert, átlagosan 120 m vastag, de ebből a holocén csak
néhány deciméteres (JÁMBOR, 1998) (19. ábra). Jellegzetesek a folyóvízi teraszok és a
hordalékkúpok, ill. a futóhomok és lösz képződmények. Pangó vizű süllyedésekben
változatos mocsári üledékek keletkeztek (FÜLÖP, 1989) (12. ábra).
A pleisztocén során ismételten nagy kiterjedésű jégtakarók és gleccserek
borították a szárazföldeket. Alpok folyóteraszainak vizsgálatai alapján négy vagy öt fő
eljegesedési (glaciális) szakasz volt: dunai, günz, mindel, riss, würm (MARTON, 2009).
Az intenzív eljegesedések során a szárazföld 30%-át borította jég (45 millió km2
).
Hazánk a pleisztocén során az északi félgömb periglaciális övében feküdt
(JÁMBOR, 1998). A medencesüllyedékek központjában, mai ismereteink szerint
pannóniai és a pleisztocén üledékek között nincs üledékföldtani hiátus. A
negyedidőszaki képződmények felső határa pedig a földfelszín. A szentesi kórházi és
iskolai hévízfúrások nehézásvány és palynológiai tulajdonságai alapján az alsó-
pannóniai-felső-pannóniai határa körülbelül 1500 méteren, a felső-pannóniai-
pleisztocén határ pedig körülbelül 400–500 m-en található (MOLNÁR, 1963).
A három fő kifejlődési terület (síkvidéki, dombvidéki, hegyvidéki) közül Szentes
természetesen a síkvidékin található. A hazai kvarter üledékei négy fő forrásból
származnak (JÁMBOR, 1998).
A legnagyobb rész az aprózódás és kémiai mállás során képződött és a
szélsőséges csapadékviszonyok között a süllyedékekbe szállított törmelékből.
Jelentős az alulról fölfelé növekvő relatív mennyiségű eolikus eredetű, távolról
származó hullópor. Ez a dombvidékeken a löszképződményeket, míg a medencékben
vízi környezetben átalakult, többször áthalmozott, egyéb üledékekkel keveredett
formációkat alkot.
A harmadik, számunkra jelentéktelen, a karsztos területeken kémiai úton
képződő édesvízi mészkő.
A negyedik szintén elenyésző mennyiségű a vulkáni tevékenységből származó
piroklasztit (JÁMBOR, 1998).
A síkvidéki medencekitöltő kifejlődések uralkodóan a folyóvízi hordalékkúpok
(homok, kavics, aleurit, agyag), a folyóvízi medencebelseji rétegsorok (homok, kavicsos
homok, tarkaagyag, vörös agyag, „alföldi” lösz, eolikus homok, tőzeg, dolomitiszap,
mésziszap, réti mészkő, diatomit, talajok), ill. kultúrrétegek és meddőhányók (JÁMBOR,
1998).

35. 35
A medenceüledékek képződményei viszonylag egyszerű képet mutatnak, az
üledékképződést alapvetően a tektonikai erők és a folyóvizek szabályozták, kiegészülve
a defláció hatásaival. Biogén hatás csak huminites agyag, illetve talajosodott agyag-
homok rétegek formájában jelentkezik, esetleg diatomitos agyagként (JÁMBOR, 1998).
Az Alföldön uralkodó az alluviális összlet, a süllyedékeket, illetve a vízfolyások
alluviális völgyeit is kitölti. Az Alföld középső részén ez a teljes kvartert képviselő több
száz méter vastag, vékonyréteges, homok-tarkaagyag váltakozásából álló asszociációt
alkot (JÁMBOR, 1998) (20. ábra). Jellemző a gyors behordódás és feltöltődés (MOLNÁR,
1973).
20. ábra – A magyarországi kvarter összlet litosztratigráfiai egységei (JÁMBOR, 1998)
A pleisztocén homokrétegek származásának meghatározására irányuló
próbálkozások, már a múlt század közepén elindultak. Első eredmények ásványos és
nehézásvány összetétel vizsgálatok alapján születtek, vagyis a folyók szállította homok
már a pleisztocénben a maival szinte teljesen megegyező összetételt mutatott (SZABÓ,
1955; MOLNÁR, 1966)
A Duna hordalékkúpja vízszintes irányban lényegesen nagyobb, mint a mai
Duna-Tisza köz, a mélyben a mai Tisza vonaltól keletre is követhetőek, mint szentesi
fúrásokból is kiderült (MOLNÁR, 1977) (21. ábra). Szentesen az ős-Duna üledékét, a
mai Tisza és mellékfolyóinak ősei követik a rétegoszlopban felfelé haladva (MOLNÁR,
1973) (6. melléklet).

36. 36
21. ábra – Az Alföld hordalékkúpjai, és a fő behordási irányok (JÁMBOR, 1998)

37. 37
4. Szentes hidrogeológiai és geotermikus adottságai
„Az teszi széppé a sivatagot - mondta a kis herceg - hogy valahol egy kutat rejt....” –
Antoine de Saint-Exupéry: A kis herceg
A Kárpát-medence Európa legnagyobb hegységközi medence-együttese.
Elterjedt elnevezése a Pannon-medence is, és földtanilag hozzátartozik a Bécsi-medence
és a peremvidékek dombsági területei is. A Kárpát-medence inkább földrajzi, míg a
Pannon-medence földtani egységet jelöl. Magyarországhoz a Pannon-medence középső
része tartozik, melyet szokás Magyar-medencének is nevezni (MARTON, 2009).
Az Alföld teljes területének 45%, azaz 45.000 km2
tartozik a mai Magyarország
területéhez. Legalacsonyabb vidékei délen Szeged környékén találhatóak, 76 m
tengerszint feletti magassággal.
A szénhidrogén- és vízkészletek gyakorlati gazdasági jelentősége miatt a
pannóniai és fiatalabb összleteket több mint tízezer fúrás harántolta és intenzív
geofizikai kutatásuk a folyt és folyik (JUHÁSZ, 1998).
Vízföldtanilag három nagy részre osztható (MARTON, 2009):
• Duna-Tisza köze
• Tiszántúl
• Nyírség
A paleozóos kristályos alaphegység szerepe a vízföldtanban néhány kivételtől
eltekintve abban merül ki, hogy jó hővezető képességű, így a felette települő kőzetek és
az azokban tárolt víz hőmérsékletét pozitívan befolyásolja (2. táblázat).
Kőzet Hővezető-képesség (λ;
W/m°C)
Hőmérsékletvezető-képesség (k;
mm2
/s)
Fajhő (c;
kJ/kg°C)
bazalt 1,6-3,4 0,6-0,7 0,84-0,92
gránit 1,7-3,1 1,4-2,1 0,80-1,38
dolomit 3,7-5,9 1,0-1,8 0,92-1,00
homokkő 2,2-5,1 1,1-2,4 0,75-1,10
agyag 1,0-2,2 0,5-0,8 1,00-1,50
száraz 0,4-0,6 0,2-0,4 0,63-0,75
vizes homok 2,0-3,3 0,6-1,0 1,26-1,47
2. táblázat - Néhány fontosabb kőzet geotermikus paraméterei (VÖLGYESI, 2002)
A mezozóos alaphegység általában karbonátos kifejlődése az Alföldön jelenlegi
gazdasági helyzetben nem bír jelentős hidrogeológiai szereppel, ezért nincsenek kellően
megkutatva, de perspektivikusak lehetnek (LIEBE, 2001)

38. 38
A harmadidőszaki képződmények országszerte eltérő képet nyújtanak, ezért
vízföldtani megítélésük lokális léptékben célszerű. Az alsó-pannóniai kifejlődési
sajátosságai következtében jelentéktelen mennyiségű víz termelésére alkalmas (összes
hévízkút 3%-a). A Tiszántúlon, Szentes környékén a felső-pannóniai üledékek a
legjelentősebb vízadók (MARTON, 2009).
Az Alföldön a hévízkutak 95%-a termel felső-pannóniai korú képződményekből.
A magyarországi 35°C-nál melegebb vizet adó kutak 60%-a az említett korú
homokkövekből termel.
A legfontosabb termálvízadó-rendszer a felső-pannóniai horizontális településű,
többemeletes, sokszintes uralkodóan homokos kifejlődésű nagyrendszer. Mélysége
400–2500 méter közötti az aljzatmorfológiától függően. A homoktestek megjelenési
formája a kis vastagságú, általában 2–25 méter, nagy területű, lepelszerű homokréteg.
Gyakoriak a homoklencsék is, melyek gyakran összeolvadnak, így egy nagy rendszert
képezve. Harmadik típusként a szendvics-szerkezetű termálvíztárolók említhetőek,
melyeket vékony, 1–5 méter vastag homokrétegek alkotnak (MARTON, 2009).
A vizsgált területen a fúrt kutak felső-pannóniai vízadó, porózus, sziliciklasztos
üledékes összleteket csapolnak, általában az Újfalui Formáció homokkőtesteinek
készleteit, ritkábban a Zagyvai Formációéit. Az előbbi összleten belül három vízadó
szint különíthető el (BARCZA et al. 2010) (11. melléklet).
A negyedidőszaki folyóvízi rétegeket a vízföldtan elkülönítve kezeli a levantei és
a pannóniai tavi rétegektől, illetve az utóbbin belül is megkülönbözteti az alsó-pannónai
sós-(NaCl) és a felső-pannóniai édesvizeket (MARTON, 2009; RÓNAI, 1975).
Az alsó-pleisztocénre jellemző a durvatörmelékes üledékek túlsúlya, így ezek a
legjobb vízvezető rétegek, és a lencsés kifejlődés lehetővé teszi a több száz méter vastag
üledéksorban a vertikális kommunikációt (RÓNAI, 1963).
A pleisztocén vízkészletek viszonylagosan könnyen hozzáférhetőek, és nagy
mennyiségben állnak rendelkezésre, ezért ivóvízkészleteink jelentős hányadát adják.
4.1. Az áramlási rendszer
A Pannon-medence és benne az Alföld áramlási képét két különböző hajtóerő
alakítja (TÓTH & ALMÁSI, 2001):
• a felszín domborzatából eredő gravitáció,
• a kőzetváz oldalirányú tektonikus kompressziója.

39. 39
Az előbbi erő hatása alatt álló képződmények (400–1700 m) áramtere
regionálisan nyitott, azaz utánpótolódásuk csapadékból történik, határozott kiáramlási
zónákon keresztül térnek vissza a felszínre; az utóbbi esetében feszített, a felfelé
mozgást tektonikai kompresszió okozza. A kettő közötti folyadék-potenciál mező
üledéktani és szerkezeti tulajdonságok hatására alakul ki (MARTON, 2009).
A két zóna között hidraulikai kapcsolatot az Endrődi és az Algyői Formáció
nagy kiterjedésű vízrekesztő rétegei teremtik meg, kőzetpórusok, áteresztő lencsék és
tektonikai törések által. Ahol a felfelé áramló sós víz (6–25 g/l) és a lefelé áramló vizek
találkoznak, ott általában a kiáramlási területek felé eltérül az előbbi, így sósmocsarakat
létrehozva (TÓTH, 2006).
Az Alföld, mint áramlási rendszer egységes voltát ERDÉLYI (1978) publikálta,
Tóth József által korábban kidolgozott elméleti alapokon (23. ábra; 7. melléklet). Négy
áramlási régiót különbözetet meg: helyi, köztes, regionális köztes (hévizes), és
regionális. A Duna-Tisza köze és a Nyírség tápterületek, az Alföld mélyebb részei, a
Tiszántúl, és a folyóvölgyek pedig feláramlási területek.
22. ábra – Az egység medence – TDS: Total Dissolved Salts (összes oldott só) , xerophyta:
szárazságtűrő, phreatophyta: nedvességtűrő (TÓTH, 1963 nyomán in HEGYI et al. 2007)
HALÁSZ (1995) felszín alatti vizek nyomásviszonyai alapján bizonyította, hogy a
Pannon-medence rétegzett rendszerként működik, melyben nyugalmi állapotban is
vannak rétegzettségre merőleges, vertikális vízmozgások ezeket a Csongrádi kiürülési
területeken is kimutatta.
A Magyar-medence rendkívül nagy kiterjedésű többszintes áramlási rendszer, az
egyes víztartók között pedig hidraulikai folytonosság van (22. ábra).

40. 40
23. ábra – Szentes és környéke hidrosztratigárfiai modellje (TÓTH et al. 2003)
A felső áramlási rendszer nagyrészt negyedidőszaki, részben felső-pannóniai,
míg az alsó, rétegekbe zárt sósvizes áramlási rendszer pliocén és részben miocén korú
képződményekben alakult ki (MARTON, 2009). A két rendszer között az Alföld középső
részén kommunikáció alakult ki.
A termelt rétegek a felső, gravitációs áramlási rendszerhez tartoznak. A
csapadékvíz beszivárgásból származó táplálás a domborzatilag kiemelt területeken
történik, a megcsapolás pedig az alacsony területeken, különösen a Tisza-völgy
irányában (MARTON, 2009).
A hévizes áramlási rendszert ERDÉLYI és LIEBE (1973) írták le. A kvarter
képződmények nagy áramlási rendszerei helyenként kiterjednek a mélyebb, pliocén
rétegekre is. A medence peremén és belső tápterületein beszivárgó víz bikarbonátos,
csapadékjellegű víz, mely lefelé és elfelé mozog a tápterülettől. Az áramlási
rendszerekben ezt a leszálló vízmozgást negatív geotermikus anomális jellemzi, mivel
hőt von el a környezetétől. Ezzel ellentétben a felszálló ág mentén pozitív geotermikus
anomália tapasztalható (22. ábra). A legjellegzetesebb ilyen áramlás rendszer a Dél-
Tiszai süllyedékben alakult ki, mely beszivárgási területe a Duna-Tisza köze vastag,
durvaszemcsés üledéksora.
A Dél-Tiszántúl pliocén és pleisztocén vizeinek tápterülete a Duna-Tisza közi
Hátság. A beszivárgási területen holocén, az áramlás távolabbi szakaszában az utolsó
jégkorszak során beszivárgott víz található, mely nyugatról kelet felé mozog
(VARSÁNYINÉ, 2001).
A ma legelfogadottabb és legátfogóbb képet TÓTH és ALMÁSI (2001) adták a
Pannon-medence felszín alatti vizeinek áramlási rendszereiről. A kőzetvázat 1274

41. 41
mélyfúrás adatai, a vízszinteket 16.192 mérés és közel 40.000 pórusnyomás-adat
alapján jellemezték. Kőzettani és rétegtani beosztásukat, hidraulikai jellemzőkkel a 24.
ábra és a 3. táblázat tartalmazza, a negyedidőszak elhagyásával.
Kor Rétegtani egység Hidrosztratigráfiai egység
Jellemző
permeabilitás
negyedidőszak
(kvarter)
- Nagyalföldi Aquifer része -
pliocén (felső-
pannóniai)
Újfalui és Zagyvai
Formáció
Nagyalföldi Aquifer k=100–1000 md
felső-miocén (alsó-
pannóniai)
Endrődi Formáció
(Szolnoki
Formáció; Algyői
Formáció)
Endrődi Aquitard
(Szolnoki Aquifer (aquitard
lencsékkel); Algyői Aquitard (aquifer
lencsékkel))
k=0,1 md
(k=10–100 md;
k=1–10 md)
középső-miocén
Badeni és Szarmata
Formáció
Pre-Pannon Aquifer k=100 md
3. táblázat – A Pannon-medence hidrosztratigráfiai egységei (TÓTH & ALMÁSI, 2001 alapján)
24. ábra – Szentes területén áthaladó ÉNy-DK irányú áttekintő hidrogeológiai szelvény (TÓTH & ALMÁSI,
2001)
A medence üledékeit az Endrődi Vízlassító egy felső és egy alsó nagy
permeabilitású vízvezető részre osztja ketté. A vízlassító felszínének mélysége nagyban
változik, kb. 500 és 5000 méter között. Az Újfalui Formáció szolgáltatja a termelés
termálvíz jelentős részét, míg a kvarter vízadók az ivóvízellátásban játszanak főszerepet.

42. 42
Pórusnyomás-szelvények, tomografikus folyadékpotenciál térképek és
hidraulikus szelvények készültek, melyek elemzése a következő eredményeket adta.
A nyomásprofil-szelvények alapján megállapítható, hogy a felső 1400–2500
méteren a nyomás a hidrosztatikus gradiensnek megfelelően változik, nagyobb
mélységben pedig szuperhidrosztatikussá válik.
Tomografikus térképek alapján megállapítható, hogy a potenciálszintek
hozzávetőlegesen követik a talajszintet, valamint, hogy a potenciálszintek csökkennek a
mélységgel a magasabb térszínek alatt, és emelkednek az alacsonyabbak alatt. Ez a
típusú potenciál-eloszlás a regionálisan nyitott gravitációs rendszerek jellemzője (TÓTH
& ALMÁSI, 2001) (25. ábra).
A fő csökkenő potenciálú, azaz beszivárgási területek (TÓTH & ALMÁSI, 2001):
• Duna-Tisza közi Hátság,
• Északi-középhegység az Alföld északi határán,
• Nyírség-dombvidék.
A fő növekvő potenciálú, azaz regionális megcsapolási területek (TÓTH &
ALMÁSI, 2001) (25. ábra):
• Duna keleti partja 5–25 km szélesen,
• a Tisza és a Körösök síkságai.
25. ábra – Az Alföld beszivárgási és kiáramlási területei (KOVÁCS, 2009)
Szuperhidrosztatikus szigetek először 600 méter környékén jelennek meg
elszórtan, majd nagyobb mélységekben egyre gyakoribbá válnak.

43. 43
A beszivárgási vagy utánpótlódási területekre a következő jelenségek jellemzőek
(TÓTH, 1999) (22. ábra).
• Hidrológiai és hidraulikai értelemben:
o a víz lefelé áramlik, a hidraulikus gradiens pozitív;
o nedvességhiány észlelhető; a talajvízszint mélyen van, éves
ingása magas.
• Talajfizikai értelemben:
o a lefelé irányuló áramlás megnöveli a szemcsék közötti hatékony
feszültséget, így tömöríti a talajt.
• Botanikai értelemben:
o főleg szárazságtűrő növények (xerophita).
A megcsapolási vagy kiáramlási terülteken pedig a következő jelenségek
jelentkeznek (TÓTH, 1999) (22. ábra).
• Hidrológiai és hidraulikai értelemben:
o a víz felfelé áramlik, a hidraulikus gradiens negatív;
o nedvességtöbblet léphet fel, mely mocsarak, lápok kialakulását
eredményezheti, a talajvízszint magasan van, éves ingása
alacsony.
• Talajtani hatások tekintetében:
o a pórusnyomás növekedése csökkenti a hatékony feszültséget, így
folyós homokok jöhetnek létre;
o kiáramló vizek oldott formában Na+
, Cl-
, SO4
2-
ionokat szállítnak
és azok kicsapódva szikes – szolonyec-szoloncsák talajok
képződéséhez vezetnek.
A szentesi területen a gravitációs feláramlás következményeként a valós
nyomásgradiens a hidrosztatikust 0,15 MPa/km-rel meghaladja, elősegítve ezzel a
gyorsabb utánpótolódást (ALMÁSI, 2001) (26. ábra).
A hidraulikus keresztszelvények alapján kijelenthető, hogy kb. 200–1700 méter
mélységtartományban a felszín alatti vízáramképet a felszíni domborzat határozza meg.
A folyadék-hajtóerő magas területek alatt lefelé, míg mélyebbek alatt felfelé hat.
Nagyobb mélységekben egyöntetűen felfelé hat (TÓTH & ALMÁSI, 2001).
A pannóniai homokkő permeabilitása erős anizotrópiát mutat, vertikális
áteresztőképessége 30–50%-kal alacsonyabb, mint a horizontális (KORIM, 1966).

44. 44
26. ábra – Nyomás-mélység profil a szentesi régióban (ALMÁSI, 2001 nyomán in BARCZA et al. 2010)
A Pannon-medencéhez hasonló nyomásviszonyokat a Föld több pontján
előfordulnak, például a Kelet-Elő-Kaukázusban, a Dnyeper-Donyecki-medencében,
Nyugat-Szibériában, Kaliforniában vagy a kanadai Albertában (MARTON, 2009; TÓTH,
2009).
4.2. Geotermikus adottságok
A Föld belső hője, azaz a geotermikus energia elsősorban a hosszú felezési idejű
radioaktív izotópok (U238
, U235
, Th232
, K40
) bomlásából származó hőt jelenti. Minimális
mértékben egyéb források is hozzájárulnak, mint az asztenoszféra konvekciós
áramainak súrlódási hője, de elsősorban a fent említett tényezők játszanak kulcsszerepet
(MÁDLNÉ, 2006).
Magyarország területe, a Pannon-medence alatt a litoszféra különlegesen
vékony, 60–100 km vastagságú, a kontinentális kéreg pedig 22–26 km (Mohorovičić-
felület) (DÖVÉNYI & HORVÁTH, 1988), ezért geotermikus adottságai tekintetében Európa
élvonalába tartozik. A hőáramsűrűség jellemző értékei 80–110 mW/m2
, maximumuk
90–120 mW/m2
(DÖVÉNYI et al., 2002) (8. melléklet), melyek meghaladják a
kontinensek világátlagát a 65 mW/m2
-t (POLLACK et al. 1993). A kedvező tulajdonságok
közé tartozik a gyenge szeizmikus aktivitás is, csak kis amplitúdójú és sekély mélységű
földrengések fordulnak elő, melyek valószínűleg üledékképződési és termikus
különbségek kiegyenlítődései és nem tektonikus eredetűek (STEGENA et al. 1975). Ezzel
együtt hévíz-adóink nem tartoznak a nagy entalpiájú rendszerek közé, hőmérsékletük
ritkán haladja meg a 100°C-ot (MARTON, 2009).

45. 45
Egy tanulmány, melynek célja a magyarországi geotermikus potenciál
meghatározása volt kimutatta, hogy a tárolt hőmennyiség a mélységgel nő, és összesen
hozzávetőlegesen 100.000 EJ-ra tehető a mennyisége (REZESSY et al. 2005). További
vizsgálatok szerint e hőmennyiség mindössze 5%-a tárolódik a pórusfolyadékokban,
túlnyomó része a kőzetvázban (SZANYI et al. 2009)
A geotermikus gradiens Magyarországon átlagosan 50°C/km (DÖVÉNYI et al.,
2002) (9. melléklet), melyben többek között a jól szigetelő agyagos-homokos
medenceüledékek játszanak szerepet a kedvező hőáramsűrűség értékek mellett. A
geotermikus gradiens az Alföldön és a Dél-Dunántúlon a legmagasabb. A kedvező
adottságokat bizonyítja, hogy az ország területének 70%-án tárható fel 30°C-t
meghaladó kifolyó hőmérsékletű víz (LIEBE, 2001). Sajnálatos, de egyben biztató példa
a magyarországi termálvíz-kincs méreteire az 1985-ös fábiánsebestyéni gőzkitörés, ahol
140°C-os gőz tört fel 140 bar nyomással, percenként 3500–4000 liter víznek megfelelő
gőz szolgáltatva (JUHÁSZ, 1987).
Magyarország a mezőgazdasági célú, azon belül is az üvegházak fűtésére
használt geotermikus energia felhasználásban a világ élvonalába tartozik Grúziával,
Törökországgal és Kínával együtt. Évente átlagosan 1502,5 TJ mennyiségű geotermikus
energiát használunk az adott szektorban, 196,7 MWt beépített kapacitás mellett (LUND,
2005).
A vékony litoszférát és kérget nagy mélységi behatolású szeizmikus,
magnetotellurikus és gravitációs mérések is megerősítették (FÜLÖP, 1989) (27. ábra).
Az elvékonyodott kérget magyarázó elméletek közül a húzófeszültségek és
szubkrusztális erózió elmélete írja le legpontosabban a mai állapotokat. Eszerint a
litoszféra horizontális extenziós feszültségek hatására történő megnyúlása, ezzel
arányos kivékonyodása és a forró asztenoszféra felemelkedése (köpenydiapír) játszotta
a főszerepet, amely köpenydiapír horizontálisan szétterülve szubkrusztális eróziót
okozott, tovább vékonyítva az alsókérget (FÜLÖP, 1989; STEGENA et al. 1975).
A felsőkéreg gránitnak megfelelő sebességeket mutat és normális vastagságú
(16–19 km), az alsó kéreg bazaltrétege vékony (5–8 km), alátámasztva a fenti elméletet
(STEGENA et al. 1975).
Komplex, integrált vizsgálatok kimutatták, hogy a Pannon-medence
felsőköpenyének geofizikai vizsgálatokkal bizonyított jelentős hőtöbblete pusztán
hővezetés révén nem érheti el a felszínt, valószínű a felsőköpenyben a részleges olvadás
és a felfelé történő migráció, azaz a köpenydiapirizmus (STEGENA et al. 1975).

46. 46
27. ábra – Áttekintő ábra a Moho-felület mélységéről Közép-Európa DNy-ÉK-i irányú szelvényen
(JANIK et al. 2011)
Az elvékonyodott kéreg lesüllyedése izosztatikus folyamat. A normális
alsókéreg vastagság 13–16 km, ezzel szemben a Pannon-medence alatt 8 km-rel
vékonyabb, ami az egyensúly beálltáig körülbelül 1 km süllyedést jelent. Az
egyidejűleg lerakódott neogén–pleisztocén 2 km vastagságú üledékek további
körülbelül 2 km süllyedést okoztak, így kialakítva a mai Pannon-medencét (STEGENA,
1967).

47. 47
5. Alkalmazott szoftverek
„A természetben egyetlen működés sem ok nélkül való; értsd meg az okot, és nem lesz
szükséged a tapasztalatra.” – Leonardo da Vinci
A matematika és a statisztika szerepe a földtanban esszenciális, erősebben
érezhető ez mióta egyre nagyobb mennyiségű számszerű adat férhető hozzá (BALKAY,
1954), melyeket lehetetlen lenne számítógép, programok és korszerű matematikai
eljárások nélkül feldolgozni.
Az adatok elemzése során alapvetően két program került alkalmazásra, de rajtuk
kívül számos segédprogram is.
A nyers adatok feldolgozására egy statisztikai program az SPSS 16-os verziója
szolgált, míg a hidrogeológiai paraméterek és különböző eljárások modellezése az
AquiferTest 3.5-ös verziójával történt.
Az ábrák és diagramok szerkesztése Microsoft Excel 2007, Grapher 8.3
CorelDraw X5 programok alkalmazásával történt.
5.1. SPSS ver.16.0
Az SPSS (Statistical Package for the Social Sciences) egy átfogó adatelemző,
összehasonlító rendszer, mely lehetővé teszi kiterjedt, többszintes, multidimenziós
adathalmazok vizsgálatát, szűrését és belső struktúrájuk, törvényszerűségeik feltárását.
A program képes szinte minden elterjedt adatfájlt feldolgozni, ill. importálni és
ezek táblázatos formába hozni, azokból pedig jelentéseket, kimutatásokat, grafikonokat
és diagramokat készíteni az adatok eloszlásai, trendjei, leíró és komplex statisztikai
adatai alapján (MORGAN et al. 2004).
Az SPSS felhasználóbarát grafikus környezete leegyszerűsíti a feladatok
megoldását, a legtöbb funkció és vizsgálat könnyen és gyorsan elérhető, mélyebb
számítógépes szaktudást nem igényel. Felsőbb szintű adatelemzéseket azonban csak
parancssorokkal érhetőek el, melyekhez programozási ismeretek szükségesek
(LEVESQUE & SPSS INC. 2007).
A program menürendszere és kinézete nagyban hasonlít a Microsoft Office
Excelnél megszokottra (File, Edit, View, Data…). A megjelenő párbeszédablakok
segítségével állíthatóak be a számításokhoz használat paraméterek, vizsgálatok. Fontos
azonban, hogy a sok hasonlóság mellett eltérések is jelentkeznek, mint például, hogy a

48. 48
visszavonás az SPSS esetében kizárólag a legutolsó parancsot képes semmissé tenni,
illetve a másolás-beillesztés kombináció adatvesztést okozhat, hiszen cellát nem szúr be
(SAJTOS & MITEV, 2007).
Az adatbázis feltöltött sorokból, azaz rekordokból áll, a Data Editor ablak két
lapot tartalmaz: a Data View és a Variable View lapokat. Előbbi az adatmátrixot, utóbbi
sorai a változókat, oszlopai azok tulajdonságait tartalmazzák (PALLANT, 2007).
A Viewer, vagy ismertebb nevén az Output ablak tartalmazza az elvégzett
számítások eredményeit táblázatok, diagramok formájában. Az eredmények számos
módon exportálhatóak, így más programokba is beilleszthetővé válnak (SAJTOS &
MITEV, 2007).
A menüpontok felépítése követi a megszokott struktúrát, a File, Edit, View menü
általános beállításokra szolgál, a Data adatkezelésre, a Transform adattranszformációkat
tesz lehetővé, az Analyze tartalmazza a vizsgálatokat, a Graphs diagramok
szerkesztésére szolgál, a további menüpontok pedig kiegészítő funkciókat tartalmaznak,
illetve a Help-et (28. ábra). Az SPSS Help menüje kiváló, számos magyarázó példát,
feladatot tartalmaz, könnyen és gyorsan elérhető.
28. ábra – Az SPSS 16-os verziójának kezelőfelülete
Nagyon fontos, hogy az SPSS kizárólag adatelemzést tesz lehetővé, az
eredmények értelmezését nem végzi el, ahhoz megfelelő szaktudás szükséges.
5.2. AquiferTest ver.3.5
A termeltetési vagy szivattyú tesztek és azok értékelésének elsődleges céljai,
várható eredményei (BOURDET, 2002; LEVEN & DIETRICH, 2006) a következők:
• vízadó, és „vízzáró” rétegek kijelölése, áramlási cellák határainak
meghatározása (aquifer, aquitard, flow system boundary)
• szivárgási tényező (hydraulic conductivity),

49. 49
• fajlagos tárolási tényező (specific storage) (S),
• aktív hézagtérfogat (specific yield),
• transzmisszivitás (transmissivity) (T) meghatározása,
• nyomásváltozás,
• a kutak távolhatása (R), leszívás, depresszió mértékének megállapítása
• a visszatöltődési idő meghatározása,
• a tározóban található törések, vetők kimutatása,
• termelési potenciál kiszámítása.
A fenti számítások, eredmények meghatározásában segít az AquiferTest nevű
program, mely széles körben elfogadott és alkalmazott alkalmazás szivattyútesztek
eredményeinek, adatsorainak sokoldalú értelmezésére, feldolgozására és ábrázolására.
A program grafikus felülettel rendelkezik, mely nagyban megkönnyíti
használatát, és mivel hidrogeológusok készítették szakmailag is átgondolt, precíz.
Az AquiferTest képes regionálisan nyitott, zárt, átszivárgó és repedezett tározók
modellezésére is. Ugyanazon adathalmazra készíthetünk és hasonlíthatunk össze több
vizsgálati módszert, ábrázolhatjuk a leszívás mértékét térképes formában. Az adatok
importálása lehetséges mind ASCII-típusú, mind Excel-típusú fájlokból, de manuálisan
is bevihetőek.
A program többek közt alkalmas szivattyútesztek kiértékelésére, amikor egy
kútból termelik a vizet és egy vagy több megfigyelőkútban mérik a vízszint-változást.
Négy féle előre meghatározott analitikai módszer került beépítésre a programba
(RÖHRICH et al. 2002):
• Cooper-Jacob idő-leszívás mértéke,
• Cooper-Jacob távolság-leszívás mértéke,
• Cooper-Jacob idő-távolság-leszívás mértéke, és
• Theis-féle visszatöltődés.
Ezeken kívül 9-féle manuálisan beállítható feltételekkel futó eljárás közül lehet
választani (RÖHRICH et al. 2007):
• Theis (1935),
• Hantush-Jacob (Walton) (1955),
• Neuman (1975),
• Theis Jacob-féle korrekcióval,
• Warren Root kettős porozitás (repedéses rendszerek),

50. 50
• Papadopulos-Cooper (1967),
• Agarwal visszatöltődés,
• Moench repedéses (1984),
• Hantush (1960).
A programot úgy tervezték, hogy minél gyorsabb és hatékonyabb munkát tegyen
lehetővé. A kezelőfelülete áttekinthető, egyszerűen alkalmazható. A nyitóablakban
található különböző felületek az 29. ábrán láthatóak.
29. ábra – Az AquiferTest ver. 3.5 kezelőfelülete. 1 – Menüsor, 2. – Eszköztár, 3. – Navigáló fülek,
4. – Navigációs panelek, 5. – Adatbeviteli mezők, 6. – Állapotsor.
A Menüsorból az összes funkció elérhető, ami a programban található. Az
Eszköztár a leggyakrabban használt funkciók ikonjainak ad helyet. A Navigáló fülek a
különböző adatok bevitelére szolgáló űrlapok elkülönítésére szolgálnak. A Navigációs
panel tartalmazza egy projekt különböző összetevőit. Az Adatbeviteli mezők teszik
lehetővé a külső adatok kézi bevitelét, míg az Állapotsor az aktuális programállapotról
ad tájékoztatást.

51. 51
6. Kiértékelési eljárások
„Az ész az embernek nem azért adatott, hogy a természet felett uralkodjék, hanem, hogy
azt követni s annak engedelmeskedni tanuljon.” – Eötvös József
A fejezetben előforduló változók és állandók jelölései, mértékegységi összesítve
a dolgozat végén lévő Jelmagyarázatban tekinthetőek meg, ezért itt csak egyszer
kerülnek értelmezésre a jelölések, első előfordulásukkor.
Meghatározás szerint a rétegvíz olyan szemcsés, üledékes, porózus kőzetben
található víz, melyet alulról is, felülről is vízzárónak tekinthető fekü, ill. fedőréteg
határol, a vízadó réteg tehát nyomás alatt áll, azaz zárt (confined) vagy más néven
feszített víztükörrel rendelkezik (LÉCZFALVY, 2004). Rétegvizeinket artézi kutak
segítségével termeljük ki. Ha a nyugalmi vízszint (piezometrikus) a terepszint alatt van,
akkor negatív, ha fölötte, akkor pozitív kútról beszélünk (BORSY, 1998).
A víz emelkedését hidrosztatikus nyomás, rétegnyomás vagy gáznyomás
okozhatja (LÉCZFALVY, 2004). A szentesi hévíztárolók esetében a talpnyomás a
hidrosztatikus nyomást követi, ill. ahhoz közeli értéket vesz fel, mint ahogy a többi
felső-pannóniai és alsó-pliocén tározónk esetében is (KORIM & LIEBE, 1973) (26. ábra).
A nyomáskiegyenlítődés a hagyományosan vízzárónak tartott rétegeken, a félig
áteresztőkön (aquitard, vízfogó, félvízzáró) keresztül megy végbe hosszú idő alatt. A
félig áteresztő rétegek, bár permeabilitásuk lényegesen alacsonyabb a vízadókénál
(aquifer), nagy horizontális kiterjedésük miatt jelentős mennyiségű víz átszivárgását
teszi lehetővé, átszivárgó rendszerek fontos részei. Vízkivétel hatására még a vízzárók
(aquiclude) is áteresztővé válnak bizonyos mértékig (MARTON, 2009; TÓTH, 2009).
Az ilyen hidrosztatikus törvény alapján működő kutakra jellemző, hogy azok
nyugalmi víztükre nem mindig mutat vízszintes síkot, hanem esés tapasztalható bennük,
ami a már eredeti állapotban is meglévő vízszállítás eredménye (LÉCZFALVY, 2004).
A vízadó réteg megütése után, mivel az nyomás alatt van a vízszint
megemelkedik és egy szinten beáll, ez a nyugalmi vízszint, melyet a terepszinttől
mérnek. A vízadó rétegben uralkodó rétegnyomást, vagy talpnyomást (ph) a vízadó felső
részére számolva az (1)-es formula adja meg Pa-ban:
𝑝ℎ = 𝜌̅ 𝑤ℎ 𝑤 𝑔 (1)

52. 52
ahol 𝜌̅ 𝑤 a vízoszlopban lévő víz átlagos sűrűsége g/cm3
-ben, ℎ 𝑤 pedig a mérési
pont fölött lévő vízoszlop magassága m-ben, g pedig a gravitációs gyorsulás.
Számításba kell venni, hogy a víz sűrűsége függ a hőmérséklettől, nyomástól, hordalék-,
ill. gáztartalomtól. Nyugalmi vízszintet mindig letisztult, hordalékmentes vízben
mérnek (LÉCZFALVY, 2004).
Próbaszivattyúzási vizsgálatokat hidrogeológiai paraméterek, tulajdonságok
meghatározása céljából végeznek. Ehhez szükséges egy kút melyből termelnek, ez a
termelőkút, és egy vagy több megfigyelő kút, melyekben csak a vízszintváltozásokat,
azaz nyomásváltozásokat rögzítjük. Méréseket lehet a termelt kútban is végezni, de
pontosabbak, megbízhatóbbak az eredmények, ha külön kútban mérünk. A
vízszintváltozást, ha a nyugalmi víznívótól számítják, akkor depressziónak, ha a
terepszinttől, akkor leszívásnak hívjuk (LÉCZFALVY, 2004).
A depressziót vagy leszívást (sdep), azaz a vízszintváltozást, a szivattyúzás
megkezdése után eltelt idő (t) függvényében ábrázolják. Eltérő vízföldtani
tulajdonságok eltérő alakú sdep(t) görbéket eredményeznek (SZŰCS & SZABÓ, 2008) (30.
ábra). A depresszió mértéke egyrészt hidrológiai paraméterektől, vízkivételtől, másrészt
a kút ellenállásától (iszapolódás, eltömődés) is függ (LÉCZFALVY, 2004).
30. ábra – A felső egy zárt, a középső egy nyitott az alsó pedig egy zárt átszivárgó rendszer jellemző
alakú sdep(t) görbéje (PERINA & LEE, 2006 alapján)
Megcsapoláskor a kút nyugalmi vízszintje (piezometrikus szintje) a
depresszióval jelzett értékkel csökken, ez a nyomáscsökkenés idővel a kút körül
radiálisan terjed, t1, t2…tn időben elkezdődik R1, R2…R3 távolságban is, ebből
következik, hogy a kút tengelyében maximális és sugárirányban csökken. A depresszió

53. 53
hatósugara, melynek jele R az a távolság, amelyen belül az áramlás a kút felé mutat. Ez
a távolság a szivattyúzási idő függvényében nő, általában nem állandó. Rétegnyomásos
kutaknál csak akkor állandósulhat, ha eléri a vízadó réteg horizontális határát,
hidrosztatikusaknál pedig, amíg az el nem éri a tápterületet (LÉCZFALVY, 2004). R
abban az esetben is állandósulhat, ha az átszivárgásból származó utánpótlódás mértéke
eléri a vízkivétel mértékét. A depressziós tölcsér alakja a környező rétegek szivárgási
tényezőjének függvénye, minél magasabb az áteresztőképesség az R annál gyorsabban
nő.
Adott vízmennyiség termelésekor mind a nyomás alatti vízadókban, mind
hidrosztatikus, mind rétegnyomás alatt állókban ugyanazok az eljárások alkalmazhatóak
a depresszió mértékének meghatározására, mivel a kutak környékén az előbbi esetben is
szerepet játszik a rétegek nyomása a víz kisajtolásában, kivéve az erősen merev
kőzeteknél (mészkő) (LÉCZFALVY, 2004).
A természetben szinte minden vízmozgás tranziens, vagyis időben és térben
nem-permanens (instacionárius) állapotú, amelynek csak egyes szakaszait lehet kvázi-
permanensként kezelni. A tranziens áramlások elméletét Theis (1935) és Jacob (1940)
dolgozták ki. Theis egy matematikus kollégájával Lubinnal felismerte az analógiát a
víz- és a hőáramlás között, ami alapján kidolgoztak egy megoldást szivattyúzott kutak
körül kialakuló tranziens áramlás leírására. A geológiai közegben végbemenő
vízmozgás leírásának alapja, hogy annak törvényszerűségei megegyeznek a szilárd
közegben történő hőáramlásokéival (MARTON, 2009).
6.1. Theis metódus (1935)
Theis nyomás alatti, végtelen kiterjedésű vízadókban kialakított állandó
vízhozamú kutakat vizsgált, és írta le a porózus közegben végbemenő folyadékáramlást.
A Theis-modell alkalmazásának feltételrendszere (KOVÁCS & SZANYI, 2008):
• vízszintes,
• végtelen kiterjedésű vízadó,
• a szivattyúzás előtt a vízadóban mindenhol egyenlő a hidraulikus
emelkedési magasság,
• homogén, izotróp közeg,
• állandó vastagság,
• nincs oldalirányú beáramlás a peremeken,

54. 54
• feküje és fedője vízzáró (aquiclude),
• nincs átszivárgás,
• csak egy termelő kút van a víztartóban,
• a kút a teljes vízadóban szűrőzött,
• a fúrólyuk a víztartóhoz képest elhanyagolható
• a kút Q hozama konstans,
• a teljes kitermelt vízhozam a rétegben nyomás alatt tárolt víz rugalmas
felszabadulásából származik.
Ilyen szigorú feltételeket kielégítő vízadó a természetben nem létezik, de az
eljárás jelentősége, hogy számolhatóvá és értelmezhetővé teszi az S tárolási tényezőt.
Valamint ez képezi az összes a későbbiekben kidolgozott elmélet alapját.
Tárolási tényezőnek (storage coefficient, storativity) nevezzük az egységnyi
alapterületű m magasságú kőzetoszlopból egységnyi nyomásváltozás hatására
felszabaduló víztérfogatot (JUHÁSZ, 2002). Azt a kapcsolatot mutatja, amely egy
rétegben tárolódó víz mennyiségi változása és a réteg piezometrikus szintje megfelelő
változása között van. Dimenzió nélküli mennyiség. Nyomás alatti rendszerekben a b
vastagságú vízadó tárolási tényezőjét a következő formula adja meg:
𝑆 = ρwgb(α + nβ) (2)
, melynek mértékegységei és jelei a 4. táblázatban találhatóak (MARTON, 2009).
Név Jel Mértékegység
víz sűrűsége ρw kg/m3
nehézségi gyorsulás g m/s2
vízvezető réteg vastagsága b m
vízvezető réteg térfogatváltozási tényezője α m2
/N=m/kg*s2
víz térfogatváltozási tényezője β m2
/N=m/kg*s2
vízvezető réteg porozitása n -
4. táblázat – A (2)-es képlet változói
A tárolási tényező jellemző értékei 10-3
–10-4
-et mutatnak az Alföldön (SZÉKELY,
1976), aminek körülbelül 40%-a a víz expanziójából, 60%-a a közeg
összenyomódásából származik.
A fajlagos tárolási tényező (Ss) az egységnyi vízadó-térfogatból egységnyi
piezometrikus szint-csökkenés hatására felszabaduló víz térfogata. Dimenziója 1/m.
𝑆𝑠 = ρwg(α + nβ) =
S
b
(3)